CC BY
55
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
УДК 551.465.4
В.С. Архипкин1, А.Н. Косарев2, Ф.Н. Гиппиус3, Д.И. Мигали4
СЕЗОННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ КЛИМАТИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ ТЕМПЕРАТУРЫ,
СОЛЕНОСТИ И ЦИРКУЛЯЦИИ ВОД ЧЕРНОГО И КАСПИЙСКОГО МОРЕЙ5
С применением методов численного моделирования — Бергенской океанической модели — исследован гидрологический режим Черного и Каспийского морей. Для четырех месяцев, соответствующих гидрологическим сезонам, с высоким пространственным разрешением восстановлены климатические трехмерные поля температуры и солености воды и векторов течений в исследуемых морях. Проанализированы межсезонные изменения указанных полей. Для Каспийского моря определены сезонные значения массопереноса через три поперечных сечения.
Ключевые слова: Черное море, Каспийское море, термохалинный режим, режим течений, численное моделирование.
Введение. Изучению гидрологического режима Черного и Каспийского морей посвящено множество публикаций. Для Черного моря в значительной части работ описываются исследования с помощью натурных экспериментов [4] или результаты обработки крупных массивов данных наблюдений [9]. В то же время существенный инструмент изучения состояния моря — численное моделирование. Кроме того, численные модели совместно с данными спутниковых наблюдений применяются для изучения отклика моря на атмосферное воздействие [14] и транспортировки наносов [18]. Оперативные расчеты находят широкое практическое применение в моделях, основной задачей которых является краткосрочный прогноз состояния водной среды [16]. В качестве примеров модельных исследований Каспийского моря можно привести работы, посвященные изучению внутренних колебаний моря [13] и его трехмерной циркуляции с учетом влияния льда и обмена теплом и влагой между морем и атмосферой [15].
Постановка проблемы. Цель работы — исследование гидрологического режима вод Черного и Каспийского морей на основе имеющегося массива данных с применением метода численного моделирования. Описываемые расчеты отличает высокое пространственное разрешение, не свойственное опубликованным ранее результатам.
Материалы и методы исследований. Разработана методика гидродинамического реанализа основных морских гидрофизических полей — температуры, со-
лености, плотности вод и векторов течений. Методика включает следующие этапы: создание цифровой модели рельефа заданной расчетной области, определение начальных и граничных условий, восстановление гидрофизических полей в узлах заданной расчетной области на основе численного моделирования, диагноз полученных расчетных полей (объемный тер-мохалинный анализ, оценка компонентов термогидродинамических бюджетов), визуализация результатов. Указанная методика была применена для реанализа гидрофизических полей Черного и Каспийского морей.
Точная батиметрическая база данных необходима для задания граничных условий при моделировании гидрофизических процессов и других расчетах. Цифровая модель рельефа создана путем оцифровки растровых батиметрических карт моря с изобатами, соответствующими 12 значениям глубины от 0 до 2000 м, а также с отдельными отметками глубины. Оцифровку растрового изображения карты проводили с помощью программы Golden Software MapViewer 7. В результате получено около 15—20 тыс. точечных отметок глубины, контур берега и изобаты. Далее при помощи разработанных специализированных программных приложений пересчитывали координаты этих отметок из географических в прямоугольные метрические.
Для Черного и Каспийского морей выбран горизонтальный шаг расчетной области 5x5 км. Исходные значения отметок глубины были интерполированы в узлы этой сетки. При этом узлы в небольших бухтах и заливах, имеющих размеры, сопоставимые с разме-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра океанологии, доцент, канд. геогр. н.; e-mail: victor.arkhipkin@gmail.com
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра океанологии, гл. науч. с., докт. геогр. н.
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра океанологии, аспирант; e-mail: fedor.gippius@gmail.com
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра океанологии, выпускник; e-mail: migali-dragosh@rambler.ru
5 Работа выполнена в рамках договора № 11.G.34.31.0007.
ром одной ячейки, удалены для дальнейшего упрощения вычислительных процессов и адекватности выходных данных.
Восстановление полей температуры и солености в узлах регулярной сетки по данным отдельных океанографических станций необходимо для решения ряда задач, например, объемного Г,Д-анализа, построения карт, моделирования гидрологических и гидрохимических процессов. Известны два способа восстановления океанографических полей — статистический и с помощью математического моделирования. Статистический метод — чисто формализованный, он не учитывает конфигурацию бассейна, его рельеф, особенности циркуляции вод и пространственную неоднородность термохалинных полей. Кроме того, при таком подходе поля температуры и солености восстанавливаются отдельно, что приводит к их рассогласованности, и в конечном счете по ним нельзя корректно рассчитывать поля плотности, так как они часто получаются инверсионными.
Применение математических океанических моделей для восстановления океанографических полей позволяет избежать этих недостатков. Суть этого подхода заключается в том, что температура и соленость воды на отдельных океанографических станциях остаются постоянными в течение всего времени моделирования. Температура и соленость в узлах регулярной сетки, не совпадающих с положением станций, начинают изменяться с учетом заданных значений на этих станциях, циркуляции вод, рельефа дна и конфигурации бассейна. Расчет прекращается при выходе уровня моря и течений на стационарный режим во всех узлах регулярной сетки.
Основное ядро рассматриваемого метода — Бер-генская океаническая модель, разработанная в Берген-ском университете [12]. В работе использована четвертая версия модели. В модели приняты а-координаты, т.е. глубина г преобразуется в
а = , Н + п
где г — возвышение уровенной поверхности, Н — глубина моря. Модель учитывает эффект вращения Земли, бароклинность, горизонтальную и вертикальную вязкость и диффузию. Алгоритм рассчитывает внутреннюю (бароклинную) и внешнюю (баротроп-ную) моды течений. В качестве граничных условий на поверхности моря задаются атмосферное давление, ветровое напряжение, потоки тепла и соли. Влияние приливов можно учитывать через задание колебаний уровня на жидких границах. Эти приливные колебания уровня вычисляются по сумме соответствующих гармоник. Модель приспособлена и для учета влияния речного стока. Бергенская модель активно применяется для исследования различных океанических процессов. Так, с применением этой модели проведено комплексное исследование Татарского пролива [8]. Модель применялась также для восстановления тече-
ний в Геленджикской бухте Черного моря. К последним примерам научного применения этой модели можно отнести различные гидродинамические [17] и гидробиологические [19] исследования, а также расчеты трансформации внутренних волн на шельфе [20].
Начальные условия работы модели — трехмерные климатические поля температуры и солености для февраля, мая, августа и ноября, соответствующие гидрологическим сезонам. Перед началом расчетов выполняются поиск и корректировка инверсий плотности и аномалий температуры и солености относительно средних значений для рассматриваемого района моря [10].
Результаты исследований и их обсуждение. Основные закономерности горизонтального и вертикального распределения температуры воды в Черном море заключаются в следующем. В распределении температуры в поверхностном слое во все сезоны наблюдается рост значений температуры с северо-запада на юго-восток (рис. 1). При этом поле температуры подвержено влиянию как основного циклонического течения Черного моря, так и более мелких круговоротов.
Холодный промежуточный слой (ХПС) в Черном море расположен на горизонтах от 75 до 130 м. Минимальное климатическое значение температуры в ХПС составляет 7,2 °С. От нижней границы ХПС с глубиной наблюдается монотонный рост температуры, достигающей ~9,1 °С у дна котловины моря. Такое распределение температуры — уникальная особенность Черного моря, в других районах Мирового океана она не наблюдается.
Внутригодовые изменения поля солености меньше, чем поля температуры. Во все сезоны отмечается увеличение солености по направлению от берегов к центральной части моря, что обусловлено поступлением пресных речных вод и их дальнейшим вовлечением в основной циклонический круговорот моря. В открытых частях моря сезонные изменения солености незначительны. Наибольшее опреснение вод характерно для северо-западного шельфа, где находятся устья Дуная, Днепра, Южного Буга и Днестра. Другая область пониженной солености постоянно присутствует на юго-востоке моря вблизи устья р. Риони. Зимой соленость поверхностных вод максимальна. Опреснение прибрежных вод особенно ярко выражено в мае (рис. 2, б), когда сказывается влияние половодий на реках. В этом месяце соленость поверхностного слоя в приустьевых районах на северо-западном шельфе понижается до 11,9%о, что приводит к интенсификации квазистационарного соленостного фронта в этом районе. От мая к августу (рис. 2, в) происходит сглаживание соленостных контрастов из-за горизонтального перемешивания. Помимо уменьшения площади вод с соленостью более 18% происходит и ослабление соленостных фронтов. В ноябре (рис. 2, г) однородность поля солености достигает максимума.
Вертикальное распределение солености в Черном море относительно слабо изменяется от сезона к сезо-
300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 Расстояние от начала координат, км
300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 Расстояние от начала координат, км
Рис. 1. Климатические поля температуры воды (°С) на поверхности Черного моря в феврале (а), мае (б), августе (в) и ноябре (г) по результатам реанализа
L/»
400 500 600 700 800 900 1000 1100 Расстояние от начала координат, км
1200
300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 Расстояние от начала координат, км
Рис. 2. Климатические поля солености (%о) на поверхности Черного моря в феврале (а), мае (б), августе (в) и ноябре (г) по результатам реанализа
И
И
о н
о
о *
Ё
о и и
ГЕ
0 —
1
е к
1С
ну. По солености в толще вод выделяются три основных слоя: верхний опресненный слой (0—75 м), галоклин, ядро которого расположено примерно на горизонте 100 м, и слой глубинных вод с практически постоянной соленостью (около 22,3%о) и крайне слабыми со-леностными градиентами в течение всего года. В вертикальном распределении солености отмечается наличие куполообразного поднятия изохалин, расположенных под галоклином.
Сезонная изменчивость полей векторов скорости течений отличается следующими особенностями. В феврале (рис. 3, а) в слое от поверхности до 300 м особенно четко прослеживается главный элемент циркуляции вод Черного моря — Основное черноморское течение (ОЧТ), имеющее циклоническую направленность. Стрежень течения находится над материковым склоном. Максимальные значения модуля скорости течения составляют более 20 см/с и отмечаются южнее Крымского полуострова и на траверзе Синопа. Так же как и в классической схеме течений Черного моря, предложенной в [6], внутри ОЧТ находятся циклонические круговороты, но с той разницей, что их число несколько больше, а размеры меньше. В мае (рис. 3, б) в поверхностном слое отмечается некоторая интенсификация ОЧТ южнее Крымского полуострова. Максимальная величина модуля скорости в этом районе превышает 24 см/с. Скорость ОЧТ у восточного побережья моря, наоборот, ослабевает. Снижается и интенсивность циклонических круговоротов внутри ОЧТ. В районе Батуми стрежень ОЧТ смещается в мористую сторону примерно на 100 км, а между ОЧТ и берегом отчетливо выделяется антициклонический вихрь. Такой же вихрь наблюдается и у м. Калиакра. Влияние этих антициклонических образований в той или иной форме прослеживается и на горизонте 75 м, а глубже 300 м они уже незаметны. Характерно, что максимальное значение скорости в северной части ОЧТ наблюдается не на поверхности моря, а на горизонте 25—30 м. В августе (рис. 3, в) заметная циклоническая активность внутри ОЧТ возобновляется — возникают два круговорота, прослеживающиеся в слое до 300 м. Средний уровень значений скоростей в августе существенно уменьшается (в 1,5 раза). По-прежнему на поверхности и горизонте 75 м наблюдаются прибрежные антициклоны у Батуми и м. Калиакра. На горизонте 300 м помимо ОЧТ выделяется циклонический круговорот в западной части моря. В восточной части моря обнаруживаются антициклонический круговорот юго-восточнее Крымского полуострова и два циклонических круговорота в мористой области. Летняя картина поверхностных течений хорошо согласуется с данными работы [5]. В целом совпадают как скорость и направления переноса вод, так и положение отдельных вихревых структур.
В ноябре (рис. 3, г) в восточной части моря возникают меандры ОЧТ, причем некоторые прослеживаются в слое до 300 м. В северо-восточном и северозападном районах глубоководной акватории в слое до
300 м наблюдаются два циклонических круговорота. Скорость более широкого течения в южной части моря примерно в два раза меньше, чем в относительно узкой струе у северного берега моря. Результаты моделирования течений хорошо соотносятся с данными расчетов на сетках с меньшим пространственным разрешением, представленными в работе [3]. Несмотря на то что в рассматриваемом нами случае пространственное разрешение в 2,5 раза больше, основные черты стационарных и квазистационарных прибрежных вихрей одинаковы.
Важным результатом моделирования можно считать обнаружение антициклонического противотечения, наблюдаемого во все сезоны. Его ядро расположено на горизонтах 1300—1500 м, а причиной возникновения предполагается куполообразная конфигурация изогалин (изопикн) во всей толще вод от поверхности до дна.
В Каспийском море горизонтальная структура поля температуры воды в верхнем 20-метровом слое существенно меняется в течение года как в меридиональном, так и в зональном направлении (рис. 4). При этом процессы ветрового апвеллинга и даунвеллинга представляют собой столь же важные климатообразующие факторы для всего моря, как и потоки тепла через его поверхность. Благодаря этим процессам контрастность полей температуры на горизонте 20 м летом почти в 2 раза больше, чем на поверхности моря, тогда как в остальные сезоны она намного меньше поверхностной. Наибольший размах годового цикла температуры воды на поверхности наблюдается в Северном Каспии (на мелководье до 24—25 °С). В центральных районах Среднего и Южного Каспия внутригодовые вариации температуры составляют 16—18 °С, а в районах апвеллинга они уменьшаются до 14—15 °С. Вертикальное распределение температуры воды зимой весьма монотонное благодаря интенсивному перемешиванию. Летом резкий термоклин отделяет верхний прогретый слой от остальной толщи вод. В придонных слоях Среднего Каспия температура варьирует в пределах 4,5—5,5 °С, Южного Каспия — 5,8—6,5 °С.
Распределение солености в поверхностном слое (рис. 5) определяется распространением по акватории моря вод, опресненных речным стоком, наибольший объем которого поступает в Северный Каспий. В этой части моря в течение всего безледного периода расположен квазиширотный соленостный фронт, лишь в осенний сезон он немного размывается. Южная граница фронтальной зоны определяется соленостью 11—12%, северная граница в разные сезоны характеризуется соленостью 6—8%. С весны до осени фронтальная зона весьма стабильна по положению и градиентам солености. Зимой фронт смещается на 50—100 км на север. Южная граница соленостного фронта в мае смещается на 50—100 км на юг вдоль западного берега Среднего Каспия, к августу изогалина 12% на столько же смещается вдоль восточного берега, а к ноябрю возвращается к весеннему положению.
оо
Рис. 3. Климатические поля векторов течений на поверхности Черного моря в феврале (а), мае (б), августе (в) и ноябре (г) по результатам реанализа
Расстояние от начала координат, км
Расстояние от начала координат, км
и
и о н
о
о
Ё о и и
и
0 —
1
е
(О
о
Ш
100 200 300 400 500 600
Расстояние от начала координат, км
Рис. 4. Климатические поля температуры воды (°С) на поверхности Каспийского моря в феврале (а), мае (б), августе (в) и ноябре (г) по результатам реанализа
о
Рис. 5. Климатические поля солености (%о) на поверхности Каспийского моря в феврале (а), мае (б), августе (в) и ноябре (г) по результатам реанализа
1100-
юоо-
: 700-
□
° 600
! 500
400
200
Расстояние от начала координат, км
1100-
1000-
1000-
1 800-Ё
1 700-§
о
2 боо-(0
3
| 500-
н о 0}
5 400-
X
к
р
8 зоо-
(0
о.
200"
| 800-
н га
1 700-
а
о
2 боо-
я
Р
™ 500-400"
200-
Немонотонная эволюция солености вод поверхностного слоя характерна для всей глубоководной части Каспийского моря. Наибольшее опреснение, связанное с распространением трансформированных опресненных вод по акватории моря, наблюдается по расположению изогалин 12,5 и 12,75%. Акватория с высокой соленостью (~13%) на протяжении всего года приурочена к юго-восточной зоне Каспия в связи с большим испарением на малых глубинах. Акватории же с низкой соленостью (<5%) в зимние безлед-ные и весенние месяцы приурочены к приустьевым зонам Волги и Урала.
Распределение солености в основной толще вод Каспийского моря в общем весьма однородно: от поверхности до дна она изменяется всего на 0,2—0,3%, причины этого в хорошем вертикальном перемешивании и вентиляции глубинных вод Каспийского моря, чем оно кардинально отличается от Черного моря.
Результаты реанализа подтверждают утверждение о том, что основные черты горизонтальной структуры климатических течений в Каспийском море определяются суббассейновыми круговоротами разных знаков. Зимой (рис. 6, а) из-за пониженной бароклинности вод Каспийского моря интенсивность циркуляции наиболее слабая, скорость течений не превышает 10 см/с. Выделяются антициклонические круговороты у западного берега Среднего Каспия и у иранского берега в Южном Каспии, обусловленные накачкой, которая соответствует относительной завихренности зимних полей ветра [10]. На большей части Южного Каспия и вдоль восточного берега Среднего Каспия преобладает перенос вод с юга на север, что неоднократно отмечалось в предыдущих исследованиях общей циркуляции вод Каспийского моря [7, 11, 22]. Эти черты зимней циркуляции практически неизменны во всей толще вод Каспия, что также обусловлено слабой стратификацией вод в этот сезон. В Северном Каспии зимой преобладает движение вод с востока на запад, в направлении зимнего ветрового переноса. Весной (рис. 6, б) с формированием сезонного пикноклина вследствие нагревания и опреснения вод поверхностного слоя скорость поверхностных течений возрастает до 15 см/с. В Среднем Каспии антициклонический круговорот уменьшается и прижимается к западному берегу, уступая место циклоническому круговороту, который сохраняет перенос вод на север вдоль восточного берега и обеспечивает распространение опресненных северокаспийских вод на юг вдоль западного берега. Эти изменения связаны с весенней перестройкой среднекаспийских ветровых полей и формированием их циклонической завихренности.
В Южном Каспии зимний (антициклонический) характер ветровых полей сохраняется, и антициклоническое движение вод охватывает большую часть акватории. Отмеченные выше максимальные значения скорости течения наблюдаются на его южном участке вдоль иранского побережья. Летом бароклин-
ность в верхнем 100-метровом слое достигает наибольшей интенсивности.
Одновременно усиливаются северо-западные ветры, вызывающие апвеллинг у восточного берега Среднего и Южного Каспия [10]. Это приводит к максимальной интенсификации течений, их скорость на поверхности моря достигает 25 см/с (рис. 6, в). В Среднем Каспии на мористой границе области восточного апвеллинга формируется классическое струйное течение на юг, а на запад от него — антициклонический круговорот с двойным центром. В Южном Каспии восточнее зимне-весеннего антициклонического круговорота возникает циклонический круговорот. В работе [10] показано, что он формируется вследствие бета-накачки циклонической завихренности, отмеченной выше апвеллинговой струей из Среднего в Южный Каспий. В подповерхностных слоях Среднего и Южного Каспия непосредственно вдоль восточного берега отчетливо выражено течение на север, которое представляет собой противотечение по отношению к апвеллинговой струе и такую же характерную динамическую особенность апвеллинговой циркуляции вод соответственно [1].
Осенью (рис. 6, г) ветровые поля перестраиваются на зимний тип, восточный апвеллинг затухает, а вместе с ним и циклоническая завихренность течений в восточных частях Среднего и Южного Каспия. Размеры антициклонических круговоротов в западных частях Среднего и Южного Каспия увеличиваются, они усиливаются, значения поверхностной скорости течения здесь достигают 20 см/с. На восточных перифериях сохраняется летний перенос вод с севера на юг, хотя и с меньшей скоростью.
Таким образом, в сезонной эволюции общей циркуляции каспийских вод прослеживаются динамически логичная преемственность и связь с аналогичной эволюцией ветровых полей [10, 21].
Ниже 100 м большинство поверхностных особенностей циркуляции вод практически не прослеживается из-за небольшой скорости и отсутствия выраженных течений.
Следует отметить, что результаты наших исследований не полностью согласуются с другими подобными расчетами. Так, в работе [11] отмечается, что общий характер циркуляции вод у западного берега Среднего Каспия и у южного берега моря носит циклонический характер, а не антициклонический, как показано выше. В то же время в монографии [2] описано преобладание антициклонической циркуляции у южных берегов моря, что хорошо согласуется с полученными нами результатами.
Наиболее общее представление о сезонной и региональной изменчивости интенсивности циркуляции вод Каспия дают данные таблицы, где приведены средние значения массопереноса через поперечные сечения Среднего и Южного Каспия, а также через Апшеронский порог между ними, положительные зна-
Расстояние от начала координат, км
Расстояние от начала координат, км
СО £ СЛ О -VI 00
о о о о о о
Расстояние от начала координат, км
Расстояние от начала координат, км ё
5 5лг "етог; киФУааоэа 5 аээ ух-нл жхж нхэяе ср
чения в таблице отражают перенос на север, отрицательные — на юг. В целом массоперенос имеет взаимно обратный характер в зимне-весеннее и летне-осеннее полугодия, что обусловлено близким к муссонному характером ветров над Каспием [2, 10]. В переходные сезоны (весна, осень) абсолютные значения переноса минимальны, максимума они достигают летом. Поскольку перенос через Апшеронский порог сравним с переносом в глубоководных бассейнах Каспия, можно сделать вывод о том, что межбассейновый водообмен — значимый фактор формирования циркуляции во всем Каспийском море.
Средние значения массопереноса через поперечные сечения Каспия
Сечение Массоперенос, Св, 106 м3/с
зима весна лето осень
Средний Каспий 0,03 0,04 -0,15 -0,03
Южный Каспий 0,12 0,04 -0,41 -0,13
Апшеронский порог 0,08 0,06 -0,09 -0,04
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Архипкин В.С., Еремеев В.Н., Иванов В.А. Апвеллинг в пограничных областях океана. Севастополь, Препринт АН УССР, 1987.
2. Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 6. Каспийское море. Вып. 1. Гидрометеорологические условия. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992.
3. Демышев С.Г. Численный прогностический расчет течений в Черном море с высоким горизонтальным разрешением // Морской гидрофизический журн. 2011. № 1. С. 36—47.
4. Журбас В.М., Зацепин А.Г., Григорьева Ю.В. и др. Циркуляция вод и характеристика разномасштабных течений в верхнем слое Черного моря по дрифтерным данным // Океанология. 2004. Т. 44, № 1. С. 34-48.
5. Ибраев Р.А., Кукса В.И., Скирта А.Ю. Моделирование переноса пассивной примеси вихревыми течениями восточной части Черного моря // Океанология. 2000. Т. 40, № 1. С. 22-29.
6. Книпович Н.М. Гидрологические исследования в Черном море // Тр. Азово-Черноморской экспедиции. Т. 10. М.: ЦНИИРХ, 1932.
7. Курдюмов Д.Г. Исследование крупномасштабных и мезомасштабных гидродинамических процессов Каспийского моря: Автореф. канд. дисс. М., 2004.
8. Пищальник В.М., Архипкин В.С., Леонов А.В. О циркуляции вод в Татарском проливе // Водные ресурсы. 2010. Т. 37, № 6. С. 657-670.
9. Полонский А.Б., Шокурова И.Г. Изменения сезонного хода геострофической циркуляции в Черном море // Морской гидрофизический журн. 2010. № 1. С. 16-31.
10. Тужилкин В.С. Сезонная и многолетняя изменчивость термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей и процессы ее формирования: Автореф. докт. дисс. М., 2008.
11. Тужилкин В.С., Косарев А.Н., Трухчев Д.И., Иванова Д.П. Сезонные особенности общей циркуляции вод глубоководной части Каспийского моря // Метеорология и гидрология. 1997. № 1. С. 91-99.
Выводы:
— выполнены модельные расчеты гидрологического режима Черного и Каспийского морей с применением Бергенской океанической модели. Результаты расчетов в значительной степени соответствуют известным чертам гидрологического режима исследуемых морей;
— выявлены некоторые черты структуры морей, отличающиеся от известных представлений. Так, в Черном море обнаружено антициклоническое течение, идущее вдоль материкового склона на глубине около 1500 м. Скорость этого течения по данным расчета может достигать 8 м/с;
— в Каспийском море выявлены некоторые несоответствия направления вихрей у южного и у западного берегов в средней части моря, эти несоответствия могут быть вызваны отличием используемых данных и параметров настройки модели в сравниваемых исследованиях.
В заключение авторы считают своим долгом отметить, что статья посвящается светлой памяти профессора Валентина Сергеевича Тужилкина, с которым была выполнена значительная часть работы.
12. Berntsen J., Skogen M., Espelid T.O. Description of a sigma-coordinate ocean model // Techn. Rep. Fisken og Havet. 1996. N 12.
13. Farley N.J., Toumi R., Budgell W.P. Inertial currents in the Caspian Sea // Geophysic. Res. Lett. 2012. Vol. 39, N 18. (DOI: 10.1029/2012GL052989).
14. Grayek S., Stanev E. V., Kandilarov R. On the response of Black Sea level to external forcing: altimeter data and numerical modelling // Ocean Dynamics. 2010. Vol. 60, N 1. P. 123-140.
15. Ibrayev R.A., Ozsoy E., Schrum E. Seasonal variability of the Caspian Sea three-dimensional circulation, sea level and air-sea interaction // Ocean Sci. 2010. Vol. 6. P. 311-329.
16. Korotaev G.K., Oguz T., Dorofeyev V.L. et al. Development of Black Sea nowcasting and forecasting system // Ocean Sci. 2011. Vol. 7, N 5. P. 629-649.
17. Rygg K., Alendal G., Haugan P.M. Flow over a rounded backward-facing step, using a z-coordinate model and a ©-coordinate model // Ocean Dynamics. 2011. Vol. 61, N 10. IP 1681-1696.
18. Stanev E.V., Kandilarov R. Sediment dynamics in the Black Sea: numerical modelling and remote sensing observations // Ocean Dynamics. 2012. Vol. 62, N 4. P. 533-553.
19. Thiem 0., Ravagnan E, Fossa J.H. et al. Food supply mechanisms for cold-water corals along a continental shelf edge // J. Mar. Systems. 2006. Vol. 60, N 3. P. 207-219.
20. Thiem 0., Berntsen J. Numerical studies of large-amplitude internal waves shoaling and breaking at shelf slopes // Ocean Dynamics. 2009. Vol. 59, N 6. P. 937-952.
21. TrukhchevD.I., KozarevA.N., Ivanova D.P., Tuzhilkin V.S. Numerical analysis of the general circulation in the Caspian Sea // Comptes Rendus de l'Academie Bulgare des Sci. 1995. Vol. 48, N 11-12. P. 35-38.
22. Tuzhilkin V.S., Kosarev A.N. Thermohaline Structure and General Circulation of the Caspian Sea Waters // The Caspian Sea Environment. 2005. Vol. 5. P. 33-57 (DOI 10.1007/ 698_5_003).
Поступила в редакцию 27.12.2012
V.S. Arkhipkin, A.N. Kosarev, F.N. Gippius, D.I. Migali
SEASONAL VARIATIONS OF CLIMATIC FIELDS OF TEMPERATURE, SALINITY AND WATER CIRCULATION IN THE BLACK AND CASPIAN SEAS
The hydrological regime of the Black and Caspian seas is studied using the numerical modeling techniques (the Bergen ocean model). 3-D climatic fields of water temperature, salinity and current velocity are calculated with a high spatial resolution for four months corresponding to hydrological seasons. Interseasonal variability of the fields is analyzed. For the Caspian Sea seasonal values of water flux through three sections are also calculated.
Key words: Black Sea, Caspian Sea, thermohaline regime, regime of currents, numerical modeling.
