Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2020, T. 56, № 3, стр. 322-333

ВВЕДЕНИЕ

Каспийское море состоит из трех бассейнов: Северного, Среднего и Южного Каспия (далее соответственно СевК, СрК и ЮК), частично отделенных друг от друга полуостровами. Из-за больших различий в рельефе дна, неравномерного пространственного распределения речного стока и большой меридиональной протяженности моря, воды этих бассейнов имеют разную термохалинную структуру и режим циркуляции [1]. В крайне мелководном Северном Каспии, являющемся эстуарной зоной реки Волги, соленость варьируется от нуля до 12 епс и в целом на несколько промилле ниже, чем в Среднем и Южном Каспии [2]. Зимой вся поверхность СевК замерзает, и его воды имеют температуру на несколько градусов ниже, чем в глубоководном СрК. Летом, наоборот, СевК хорошо прогревается, в то время как на поверхность СрК мощный прибрежный апвеллинг поднимает холодные глубинные воды [3], и разница средних температур в двух бассейнах имеет обратный знак. В результате, водные массы, вторгающиеся из одного каспийского бассейна в другой, имеют контрастные температуру, соленость и плотность относительно вод, их окружающих, вследствие чего оказывают большое влияние на тепловой и солевой балансы бассейна, в котором оказываются, модулируя термохалинную структуру его вод.

Приблизительно вдоль линии, соединяющей п-ов Тюб-Караган и о. Чечень (см. рис. 1), проходит морская граница зоны смешения волжских и каспийских вод (изогалина 11.6 епс) [4], и именно здесь осуществляется обмен водами Северного и Среднего Каспия. Динамика вод в этом районе определяется ветром, речным стоком (прежде всего, стоком Волги), контурами берегов и топографией дна [1]. Глубина моря здесь составляет лишь 10–20 м, увеличиваясь с севера на юг. В отсутствие ветра стоковые течения несут пресные волжские воды на юг вдоль западного побережья СрК [5, 6], что обусловливает в целом зональное распределение солености поверхности моря (СПМ) в этом бассейне. Это течение, наравне с другими факторами (ветром, бароклинностью и испарением), создает преимущественно циклоническую циркуляцию в СрК и во всем море в целом [7]. При этом существуют также свидетельства водно-балансового перетока из Среднего Каспия в Северный [8], что приводит к восполнению солевого запаса последнего. Этот переток осуществляется преимущественно в восточной части интерфейса двух бассейнов – вдоль побережья п-ова Тюб-Караган. Однако в этом районе существует и обратный перенос вод – с севера на юг. Такой эпизод зафиксирован, в частности, на спутниковых снимках в начале июля 2003 г., когда северо-западный ветер создал струйный поток северо-каспийских вод (рис. 2) со скоростями около 15 см с^–1 и шириной 20 км [9, 10]. В отличие от волжских вод, распространяющихся вдоль западного берега, они попадают в центральную часть СрК и активно перемешиваются с его поверхностными водами, существенно понижая их соленость и ослабляя вертикальное перемешивание в этом глубоководном бассейне [11]. Оба описанных течения – и на западе, и на востоке – хорошо воспроизводятся в современных моделях Каспия [12–15]. Оценки водообмена между бассейнами Каспийского моря проводятся как с помощью модельных расчетов [16], так и на основе анализа данных наблюдений [17].

В данной работе исследуется структура течений на границе СрК и СевК, их интенсивность и временная изменчивость. В первую очередь изучаются струйные вдольбереговые течения, поскольку именно они создают регулярные вторжения контрастных вод в оба бассейна, оказывая большое влияние на температуру и соленость поверхности моря в них. Исследование основано на анализе циркуляции моря, воспроизводимой в численной модели SZ-COMPAS [11], разработанной непосредственно для Каспия в рамках парадигмы бесшовного прогноза [18, 19]. Модель SZ-COMPAS – результат дальнейшего развития модели МГВМ, которая применялась в наших прежних исследованиях Каспия [5, 12]. Модель SZ-COMPAS была верифицирована и использовалась ранее для изучения водного баланса Каспийского моря и динамики его вод [11, 20, 21]. Данная работа состоит из четырех частей. В первом разделе приводится краткое описание модели и проведенного численного эксперимента. Во втором разделе рассматривается динамика течений на границе между Северным и Средним Каспием. В третьем разделе приводятся оценки интенсивности (расхода) струйных потоков между этими бассейнами, а также их влияние на халинный режим моря. Наконец, в четвертом разделе рассматривается влияние направления ветра на эти течения.

1. ЧИСЛЕННАЯ МОДЕЛЬ ДИНАМИКИ КАСПИЙСКОГО МОРЯ

Расчет течений выполняется по модели, описанной в [11, 20]. Горизонтальное разрешение составляет 2 км, что достаточно для описания мезомасштабной динамики вод: в Каспийском море бароклинный радиус деформации Россби оценивается в 17–22 км в глубоководных районах и 3–8 км на шельфе в восточной части Среднего Каспия [22]. Вертикальное разрешение – от 2 до 30 м. Для описания горизонтальной турбулентной вязкости используется оператор четвертого порядка с параметризацией Смагоринского [23] с минимальным рекомендованным авторами безразмерным параметром C = 2. Среди известных нам численных моделей Каспийского моря только две [13, 15] имеют более высокое разрешение (около 1.5 км), однако используемая нами модель обладает существенно меньшим уровнем диссипации и, следовательно, большим эффективным разрешением, что позволяет воспроизвести широкий спектр движений: от крупно- до мезомасштабных. Для параметризации вертикальной турбулентной вязкости применяется схема Манка–Андерсона с максимальным коэффициентом K_m = 10^–3 м² с^–1.

Модель инициализируется трехмерными климатическими полями температуры и солености [2], интерполированными на расчетную сетку модели, и “разгоняется” в течение трех лет до установления реалистичного распределения этих характеристик в прибрежных районах. Полученные поля используются в качестве начальных условий для экспериментов, рассматриваемых далее.

Для задания граничных условий на поверхности моря используются данные ECMWF ERA-Interim [24] с высоким для глобального реанализа пространственным разрешением 80 км. Поля ERA-Interim также интерполируются на сетку модели. При этом все атмосферные поля, за исключением осадков и солнечного излучения, имеют существенно различающиеся, контрастные величины в зависимости от типа подстилающей поверхности (море или суша), поэтому интерполированные поля в прибрежной зоне могут иметь значения, нехарактерные для морских ячеек. В англоязычной литературе это явление известно как Land Contamination – “загрязнение” сушей [25, 26]. Для исключения такой ситуации поля ERA-Interim интерполируются с учетом маски суша/море, указывающей на тип подстилающей поверхности, использованной в этом реанализе.

Поскольку проведение расчетов по модели Каспия с разрешением 2 км на большое количество лет – крайне вычислительно емкая задача, было решено выполнить анализ циркуляции моря для одного года, в течение которого ветровые условия в бассейне Каспия были типичными для этого региона. Для этого данные ERA-Interim были осреднены по месяцам за 30 лет: 1979–2008 гг. На основе сопоставления с этим “климатом” среднегодовых полей для отдельных лет, был выбран 2003 г. При этом анализировались, прежде всего, поля результирующего ветра и модуля скорости ветра: они, в целом, хорошо согласуются со среднемноголетними полями реанализа. В свою очередь, “климат” ERA-Interim за 1979–2008 гг. был сопоставлен с данными гидрометеорологических атласов Каспийского моря, в результате чего был сделан вывод о том, что данные этого реанализа содержат достаточно достоверную информацию об атмосферном воздействии в рассматриваемом регионе [27]. Таким образом, полученную в настоящей работе циркуляцию Каспийского моря можно считать достаточно типичной.

2. СТРУКТУРА ВОДООБМЕНА

Для детального изучения структуры и изменчивости водообмена Среднего и Северного Каспия, проведен численный расчет циркуляции Каспийского моря в 2003 г. Анализ результатов моделирования показал, что главным фактором перемешивания вод двух бассейнов являются струйные вдольбереговые течения, формирующиеся у побережий Аграханского полуострова и острова Чечень на западе (далее ЗТ – западное течение) и полуострова Тюб-Караган на востоке (далее ВТ – восточное течение).

Западное течение (рис. 3а) более стабильно, поскольку связано со стоком р. Волги. Переносимые им из СевК воды понижают соленость верхнего слоя моря на западе СрК, обусловливая зональное распределение СПМ в этом бассейне, за исключением летнего периода. Вместе с тем, под действием ветра ЗТ может, как многократно усиливаться, так и разворачиваться в обратном, северном направлении. Согласно модельным расчетам, расход этой струи в 2003 г. составлял до 300 мСв (см. раздел 3). Как будет показано далее, наиболее интенсивно это течение при северо-восточных, параллельных линии берега ветрах, однако оно может существовать и при ветрах иных румбов. Так, восточные ветры повышают уровень в западной части СевК, что приводит к генерации ЗТ южного направления даже при неблагоприятных для этого локальных ветровых условиях. Если же восточный ветер сменяется северо-восточным, то действие ветра совпадает по направлению с действием градиента уровня, и возникающее вдоль западного побережья СрК течение наиболее интенсивно. Пример такой ситуации представлен на рис. 3а: скорости ЗТ превышают 100 см с^–1 при локальной скорости ветра 5–7 м с^–1. Из этого рисунка также видно, что восточный ветер создал у п-ова Тюб-Караган вдольбереговое течение северо-западного направления, которое, отрываясь от берега, следует изобатам и около о. Чечень сливается с ЗТ, замыкая ветвь циклонической циркуляции Среднего Каспия. Такая картина характерна для зимней циркуляции Каспия. В этом случае ВТ обеспечивает поступление соленых средне-каспийских вод в СевК, пополняя его солевой баланс. Численные эксперименты показали, что этот баланс крайне чувствителен к параметризации донного трения в модели: при избыточно вязкой схеме описания этого фактора, средняя соленость СевК падает почти до нуля в течение 10 лет [11].

На рис. 3б представлена обратная ситуация: северо-западный ветер направляет ВТ на юг, обусловливая поступление относительно пресных северо-каспийских вод в СрК. Эта струя четко визуализируется на спутниковом снимке, сделанном в тот же момент времени (рис. 2). В данном случае ВТ следует вдоль берега, однако, при северном ветре это течение направлено на юг или юго-запад, и пресные воды оказываются в центральной, глубоководной части СрК, где, имея высокую плавучесть, оказывают существенное влияние на интенсивность вертикального перемешивания и глубину конвекции [11]. По результатам расчетов расход ВТ в 2003 г. достигал 70 мСв, скорости, как правило, не превосходили 50–60 см с^–1 на поверхности.

В открытой части моря, между о. Чечень и п‑вом Тюб-Караган преобладают дрейфовые течения, вихревые структуры формируются здесь редко. При северо-восточных и юго-западных ветрах эти течения направлены вдоль изобат и мало способствуют перемешиванию вод СрК и СевК. При северо-западных и юго-восточных румбах ветра по всей границе между бассейнами возникает фронтальный перенос (рис. 4а, 4б), однако, ввиду малой устойчивости ветровых условий, такие вторжения аномальных вод редко успевают сместить фронт СПМ дальше, чем на 20–30 км. При таких условиях направление движения вод в зоне ВТ совпадает с общим направлением дрейфа, в то время как в зоне ЗТ, мористее о. Чечень течение в большей степени определяется градиентом уровня, чем локальным ветром. Если при северо-западном ветре (рис. 4а) ЗТ относительно устойчиво, то при юго-восточном ветре (рис. 4б, 4в) течения в этом районе имеют колебательный характер, что способствует вихреобразованию. В такой ситуации ветер создает в западной части СевК положительную аномалию уровня, которая, как отмечалось выше, генерирует ЗТ южного направления (рис. 4в), то есть против ветра. Таким образом, при ЮВ ветре западное течение совершает пульсации, меняя направление с северного на южное и обратно, что порождает мезомасштабные вихри диаметром 15–30 км (рис. 5а). В рассмотренном на рис. 5а примере эти вихри имели время жизни не более 5–10 ч. Восточное течение порождает аналогичные вихри: на рис. 5б показан пример сформировавшегося под его действием циклона на поверхности СрК к югу от п-ова Тюб-Караган. Этот вихрь вскоре оторвался от струйного потока ВТ и просуществовал значительно дольше (около 8–9 дней), поскольку этот район моря глубже: 50–75 м.

3. РАСХОДЫ ТЕЧЕНИЙ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА ПОЛЕ СОЛЕНОСТИ

Для изучения влияния на термохалинную структуру бассейнов Каспия течений в рассматриваемом районе, необходимо отследить траектории вод, которые они несут, и процессы их перемешивания с окружающими водами, что представляет отдельную сложную задачу. Однако оценить значимость этих течений для термохалинного режима СрК и СевК можно более простым образом, рассчитав потоки между ними и как-либо соотнеся их с количеством тепла и соли, содержащимся в этих бассейнах. Как мы уже отметили в предыдущем разделе, вторжения вод с контрастными характеристиками в СрК из СевК и обратно, осуществляется преимущественно при их переносе вдольбереговым течением: западным или восточным. В этом разделе произведем количественную оценку объемов таких интрузий, а также их влияния на соленосный режим обоих бассейнов. Для этого рассмотрим зоны локализации ЗТ и ВТ. Наиболее когерентны эти струи в районах, где они параллельны изобатам и берегу (см. рис. 3а и 3б), поэтому будем рассчитывать их расходы на вертикальных разрезах, указанных на рис. 1. Расход течения найдем как интеграл меридионального компонента скорости по поверхности разреза. Также оценим влияние течения на поверхностную соленость СрК и СевК. Для этого рассчитаем величину (размерность которой – епс с^–1)

где ${v},$ ${{S}_{{flow}}},$ – меридиональный компонент скорости и СПМ на широте разреза, ${{\bar {S}}^{{bas}}}$ – средняя СПМ в бассейне, в который это течение втекает (СрК или СевК), ${{A}^{{bas}}}$ – площадь поверхности этого бассейна. Все функции также зависят от времени; интеграл берется по ширине разреза. Соответственно, $d{{S}^{ + }}$ характеризует потоки на север, а $d{{S}^{ - }}$ – потоки на юг. Формально, эта величина равна скорости изменения средней СПМ ${{\bar {S}}^{{bas}}}$ вследствие переноса вод течением из соседнего бассейна, в предположении, что они вытесняют воды со средней соленостью ${{\bar {S}}^{{bas}}}$ и остаются на поверхности. Поскольку вторгающиеся воды могут погружаться на глубину нейтральной плавучести, прямого физического смысла величина $d{{S}^{ \pm }}$ не имеет. Однако ее можно рассматривать как количественную меру того, насколько контрастна соленость вод, переносимых течением относительно вод бассейна, в который они попадают, а также того, насколько водообмен между СрК и СевК может повлиять на их халинную структуру.

Эти две характеристики (расход и $d{{S}^{ \pm }}$), рассчитанные по модели для 2003 г. представлены на рис. 6 (для ЗТ) и 7 (для ВТ). Видно, что ЗТ на протяжении большей части года имеет преимущественно южное направление, что обусловлено преобладанием ветров восточных румбов, а также стоком р. Волги. При этом в первой половине мая и июне часто возникает обратная ситуация. Поскольку на западе СрК существует квазипостоянная отрицательная аномалия солености, ЗТ переносит в обоих направлениях относительно пресные воды (с соленостью, существенно ниже среднекаспийской), и влияние этого переноса на соленость обоих бассейнов сопоставимо по амплитуде. Тем не менее, действие ЗТ направлено исключительно на повышение солености СевК и ее понижение в СрК. По порядку величины это действие можно оценить на уровне 1–2 епс год^–1. Примечательно, что в период половодья распреснение вод СрК, связанное с ЗТ, минимально в течение года. Это связано с тем, что в июне – июле речные воды поступают на юг с восточным течением, а в мае западное течение носит неустойчивый характер и не имеет выраженного направления.

Восточное течение (ВТ) в январе–апреле чаще направлено на север, создавая водно-балансовый переток из СрК в СевК, существование которого обсуждается в [8]. С середины сентября по конец года оно не имеет устойчивого направления. В июне и июле, а также в середине августа преобладающий северо-западный ветер создает у п-ова Тюб-Караган стабильный перенос северо-каспийских вод на юг (рис. 7а). Именно длительный характер этого течения обеспечивает максимальное понижение поверхностной солености в СрК, в то время как в остальные периоды года направление движения этих вод часто меняется на противоположенное, не успевая полностью смешаться с водами того или иного бассейна. Из рис. 7б видно, что вследствие этого переноса средняя СПМ в СрК ежегодно снижается на величину около 0.5 епс год^–1. В остальную часть года регулярно возникает ВТ северного направления, несущего наиболее соленые воды СрК, что ежегодно обеспечивает пополнение солевого бюджета СевК на 2–3 епс. Поэтому соленость в СевК северо-западнее п-ова Тюб-Караган часто бывает выше средней СПМ в СрК, что объясняет положительные значения величины $d{{S}^{ - }}$ на рис. 7б. По этой же причине в июне $d{{S}^{ - }}$ отстает от графика расхода примерно на неделю: интенсивные интрузии на юг начинаются в начале июня, когда соленость в СевК северо-западнее п-ова Тюб-Караган практически не отличается от солености в СрК, и поступление в него вод с аномально низкой соленостью начинается лишь после того, как соленые воды вытесняются на юг.

4. ВДОЛЬБЕРЕГОВЫЕ ТЕЧЕНИЯ ПРИ ВЕТРАХ РАЗЛИЧНЫХ РУМБОВ

Схемы течений в Северном Каспии при однородном ветре различных направлений исследованы в работе [4]. Для изучения влияния направления ветра на рассмотренные выше западное и восточное вдольбереговые течения (ЗТ и ВТ), дополнительно к реалистичному расчету нами была проведена серия идеализированных модельных экспериментов. Конфигурация модели идентична описанной выше, но используется искусственный форсинг: во всей акватории Каспия задается однородное поле ветра со скоростью 5 м с^–1, направление которого варьируется от 0° до 350° с шагом 10°. Таким образом, проведено 36 экспериментов. В реальных условиях ветер крайне редко дует в одном направлении дольше нескольких дней, поэтому длительность каждого расчета ограничена 5 сут: этого достаточно для установления квазистационарной циркуляции в верхнем слое моря. Все остальные компоненты атмосферного воздействия отключены, и, кроме того, задается постоянный сток рек Волги и Урала с интенсивностью 8000 и 150 м³ с^–1 соответственно, что близко к их климатическому среднегодовому расходу. Учет рек необходим для получения реалистичной аномалии уровня и связанного с ней стокового компонента течений. В каждом из 36 экспериментов рассчитывается расход двух течений – ЗТ и ВТ – соответственно на разрезах A и B (рис. 1), а также анализируется полученная картина течений и процесс их установления.

Зависимость интенсивности обоих течений от направления ветра близка к синусоидальной: максимум расхода ЗТ достигается при ветрах румбов 40° (северо-восточный ветер) и 220° (юго-западный), максимум ВТ – при румбах 120° (юго-восточный) и 300° (северо-западный). Критических направлений ветра, при которых отмечались бы резкие скачки расхода любого из течений (связанные, например, с обтеканием полуостровов), не отмечено. Указанные значения экстремальных румбов, очевидно, обусловлены локальным направлением береговой линии в районах разрезов, на которых рассчитана интенсивность течений. Эволюция расхода ЗТ и ВТ для некоторых румбов ветра представлена на рис. 8. Максимальный расход ЗТ южного направления (при СВ ветре) несколько больше аналогичного расхода при обратном переносе, что обусловлено, прежде всего стоком рек, большая часть вод которых попадает в СрК именно с западным течением. У восточного течения отмечается обратная ситуация: поток на север незначительно больше потока на юг, что связано с донным трением, влияние которого существенно больше в мелководном СевК, чем в глубоком СрК.

Из рис. 8 также следует, что процесс приспособления ВТ и ЗТ к ветру качественно различен. Это связано с геометрией бассейна. В отличие от западного, восточное течение не является в полном смысле вдольбереговым: оно следует береговой линии лишь на небольшом ее протяжении, после чего отрывается от берега, оказываясь в открытом море (см. рис. 5б). Поэтому процесс геострофического приспособления ВТ носит характер, свойственный открытому морю: после нескольких инерционных пульсаций, интенсивность струи выходит на “плато” (рис. 8б). Западное течение, наоборот, почти на всем своем протяжении следует вдоль побережья СрК, что уменьшает влияние инерционных колебаний, и расход ЗТ нарастает до тех пор, пока действие ветра не компенсируется создаваемой им разностью уровней в СрК и СевК.

Интересно рассмотреть эволюцию ЗТ и ВТ при ветрах не экстремальных румбов. Юго-восточный ветер сначала индуцирует ЗТ северного направления (кривая 120° на рис. 8а), однако, как отмечалось в разделе 2, такой ветер повышает уровень на западе СевК, и возникающий градиент давления разворачивает ЗТ в районе о. Чечень против локального ветра. Через 5 сут расход ЗТ на юг достигает значений, лишь на 40% меньших, чем при экстремальном северо-восточном (румб 40°) ветре. Тем не менее, в течение первых суток ЗТ направлено на север, хотя следует ожидать, что при ветрах, скорость которых больше 5 м с^–1, разворот ЗТ будет происходить быстрее. При юго-западном ветре установившееся через 2 дня ВТ мористее п-ова Тюб-Караган направлено строго на восток, имеет почти нулевой расход через соответствующий разрез (кривая 220° на рис. 8б) и рассекается полуостровом на две ветви: южную и северную. При этом в первые часы ВТ направлено по ветру, но против локального градиента топографии дна, что обусловливает быстрый разворот этого течения на южное направление.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Водообмен Среднего и Северного Каспия (СрК и СевК) осуществляется главным образом прибрежными течениями: у полуостровов Тюб-Караган на востоке и Аграханского на западе. Оба эти течения могут иметь как южное, так и северное направление, и, как правило, имеют струйный характер, что обусловлено влиянием берега и топографией дна. Наиболее когерентны эти струи при ветрах, направленных вдоль побережья. На западе течение чаще направлено на юг и переносит северо-каспийские и волжские воды в СрК, формируя отрицательную аномалию солености вдоль его западного побережья. Согласно приведенным в работе результатам модельных расчетов, в 2003 г. расход западного течения достигал 300 мСв, а его влияние на поле солености можно оценить на уровне 1–2 епс год^–1 для обоих бассейнов (рост в СевК и снижение в СрК).

Восточное течение, максимальный расход которого в тот же год составлял 70 мСв, является основным фактором, компенсирующим снижение солености СевК вследствие затока в него речных вод: согласно модельным оценкам, приток средне-каспийских вод вдоль побережья п-ова Тюб-Караган повышает соленость в северном бассейне на 2–3 епс ежегодно. В то же время, в июне–июле северо-западные ветра, преобладающие в летний период, создают в этом районе стабильный перенос на юг, что приводит к снижению солености поверхности СрК на величину около 0.5 епс. Следует отметить, что эта оценка, вероятно, несколько завышена, поскольку при проведении численной реконструкции циркуляции Каспия в эксперименте, аналогичном представленному в данной работе, но проведенном на несколько десятилетий, этот ежегодный приток относительно пресных вод приводил к занижению среднемноголетних значений солености в СрК на 0.5–0.7 епс [11].

В работе также показано, что рассматриваемые течения обусловлены не только ветром, но и градиентом уровня, который часто направляет поток вод против действия локального ветра. Несмотря на малую глубину моря в окрестности о. Чечень, здесь периодически отмечаются вихри и вихревые диполи с характерным диаметром 15–30 км, что связано с неустойчивостью струйного течения при смене направления ветра или в случае разворота струи градиентом давления. Однако время жизни таких мезомасштабных структур не превышает нескольких часов. На востоке, у п‑ова Тюб-Караган течение южного направления генерирует в акватории СрК вихри такого же размера, но существующие более недели, даже после отрыва от создавшего их течения.

Работа выполнена в Институте вычислительной математики им. Г.И. Марчука РАН в рамках государственного задания ФАНО России (тема № 0015-2014-0010) и при финансовой поддержке РФФИ (проект № 17-05-01282-а). При проведении расчетов использовались ресурсы Межведомственного суперкомпьютерного центра РАН и суперкомпьютерного комплекса МГУ им. М.В. Ломоносова [28].