Ускорение климатических изменений в верхнем слое Чёрного моря

Полный текст

Чёрное море, как обособленный от Мирового океана морской бассейн с положительным водным балансом, имеет не только характерную термохалинную структуру вод с резким халоклином и холодным промежуточным слоем, но и свои региональные особенности межгодовой и многолетней изменчивости, которые во многом отличаются от других морей. Устойчивая тенденция в слое основного пикноклина, где поступление средиземноморских вод вызывает слабое, но постоянное нагревание и осолонение, сменяется в верхнем слое моря на хорошо выраженные междесятилетние колебания [1]. В ряде исследований [1–3] было показано, что смягчение зимних условий в акватории Черного моря и рост средней температуры поверхности моря (ТПМ) в последние 20–30 лет приводит к изменениям термохалинного режима моря и, в частности, значительному ослаблению интенсивности черноморского холодного промежуточного слоя (ХПС). Однако детальное исследование более быстрой трансформации термохалинного режим верхнего слоя моря затруднительно по причине использования процедур сглаживания и фильтрации [1] либо из-за погрешностей, связанных с пространственной неоднородностью ХПС при сведении воедино относительно небольшого количества наблюдений, выполненных в разных частях Чёрного моря [3]. В настоящей работе исследуется изменчивость термохалинных полей на межгодовых временных масштабах в 2000–2020 гг. на основе данных трёх реанализов, выполненных в Чёрном море тремя различными способами [4–6], подкреплённых там, где это возможно, непосредственными наблюдениями.

Для создания массива данных наблюдений на регулярной сетке с временной дискретностью 10 суток и пространственным разрешением 10′×15′ использовался метод оптимальной интерполяции [7] с применением пространственных корреляционных функций [8, 9] и аппроксимации зависимости автокорреляционной функции от глубины [8]. Для периода 2000–2020 гг. на базе 13 952 океанографических станций рассчитано 16 845 профилей в узлах регулярной сетки при заданном условии максимального ограничения случаев экстраполяции для заполнения свободного пространства, что позволило обеспечить более или менее равномерное покрытие акватории Чёрного моря в отдельные декады. Подготовленный таким образом массив данных температуры и солёности на регулярной сетке в дальнейшем идентифицируется как “массив 1”.

Методология первого, представленного в настоящей работе, реаналиаза полей Чёрного моря была разработана в рамках проектов “MyOcean”, “MyOcean2” [10] и основана на ассимиляции спутниковых наблюдений. Затем эта методологи была развита в работе [4], где дополнительно ассимилировались климатические профили температуры и солёности. В настоящем исследовании представлен реанализ за 1993–2020 гг., который далее обозначается как “массив 2”, выполненный по схеме, описанный в работе [4].

Второй реанализ за период 2000–2020 гг. выполнен на основе региональной конфигурации комплекса численного моделирования динамики океана NEMO [11], воспроизводящей поля гидрофизических параметров в Азовском, Чёрном и Мраморном морях [12]. В модели ассимилируются трёхмерные поля температуры и солёности морской воды, восстановленных по данным спутниковых альтиметрических наблюдений, и данных наблюдений ТПМ с ИСЗ по методике, описанной в работе [5]. В верхнем слое выполняется коррекция потока тепла на основе данных о ТПМ [11], что эквивалентно усвоению ТПМ. В дальнейшем этот массив реанализа цитируется как “массив 3”.

В исследовании использовался также продукт BLACKSEA_MULTIYEAR_PHY_007_004 морской службы Copernicus (CMEMS), цитируемый далее, как “массив 4”, содержащий реанализ среднесуточных полей океана для бассейна Чёрного моря с 1993 по 2021 гг., анализировавшийся ранее в работе [6]. Для ассимиляции данных использовалась вариационная схема 3DVAR [13, 14]. В процессе подготовки реанализа усваивались вдоль трековые данные аномалий уровня морской поверхности и in situ измерений вертикальных профилей температуры и солёности из наборов данных SeaDataNet и CMEMS.

Сведения о точности представленных выше методов реанализа приводятся в статьях [4–6]. Наибольшие погрешности наблюдаются в окрестности зон повышенных вертикальных градиентов. При этом неточности в определении глубин залегания изолиний температуры или солёности невелики. Как известно [15, 16], реанализы, выполненные на основе разных моделей, могут давать в некоторых случаях заметный разброс в оценках. Поэтому при возникновении существенных расхождений в данных реанализов, мы считаем достоверными события, отражавшиеся не менее чем в двух из них.

На рис. 1 представлены профили температуры и солёности морской воды, полученные осреднением на каждом горизонте и за период времени с 2019 по 2020 гг, для каждого из реанализов и по имеющимся наблюдениям. Для представления об общих тенденциях изменения состояния моря в последние годы, на рис. 1 приведены также построенные по данным наблюдений средние профили температуры и солёности морской воды за 1951–1990 годы. На рис. 1 по всем реанализам видно заметное потепление в слое 0–200 м в 2019–2020 гг. в сравнении с периодом 1951–1990 гг. В дальнейшем мы сконцентрируемся на анализе изменений, происходящих именно в этом слое в 2000–2020 годы.

 

Рис. 1. Вертикальные профили температуры (слева) и солёности (справа) морской воды, полученные осреднением на каждом горизонте за период времени с 2019 по 2020 гг, для каждого из реанализов и по имеющимся наблюдениям. Дополнительно показан климатический профиль за 1951–1990 гг.

 

В поверхностном слое моря, до глубин порядка 10 м, все реанализы дают очень близкие изменения температуры моря, отражающие её сезонные и межгодичные изменения. Совпадение временного хода в этом слое в разных реанализах не удивительно, поскольку в каждом из них ассимилируются наблюдения ТПМ с ИСЗ. Поэтому на рис. 2 приведён временной ход осреднённой по площади ТПМ только по спутниковым наблюдениям. Приведённый график показывает явно выраженный сезонный ход ТПМ и межгодичную изменчивость максимальных и минимальных температур. Приведённая на рис. 2 линейная регрессия показывает тенденцию повышения средней ТПМ за весь рассматриваемый период. Положительный тренд температуры в поверхностном слое, рассчитанный по среднегодовым значениям, составил 0.4°С за 10 лет, что превышает типичные для Мирового океана значения и сопоставим с высокими темпами потепления в полярных широтах. Отметим особо значительное сокращение событий с минимальным значением ТПМ ниже 8°С после 2008 и особенно после 2012 года.

 

Рис. 2. Временной ряд спутниковых измерений ТПМ, осреднённой по площади Чёрного моря. Синей линией показана линия регрессии для временного ряда ТПМ. Красная линия соответствует температуре 8°С.

 

Тенденции изменений температуры морской воды на горизонте 60 м, вблизи минимума температуры ХПС, представлена на рис. 3. Видно, что массив 2 даёт несколько завышенные значения температуры морской воды и не воспроизводит зимнюю конвекцию 2017 года, что вызывает существенный прогрев в последующие годы, тогда как массивы 3 и 4 демонстрируют сходные её изменения в течение всего исследуемого периода времени. Тем не менее во всех трёх реанализах наблюдается синхронное развитие зимней конвекции близкой интенсивности вплоть до 2016 года. В те годы, когда ТПМ опускается ниже 8°С, температура на горизонте 60 м также принимает значения, характерные для ядра ХПС. Однако в силу относительно мягких зим 2009–2011 гг. температура воды на глубине 60 м превысила 8°С в течение всего года.

 

Рис. 3. Временные ряды среднемесячных значений температуры морской воды на горизонте 60 м для каждого из реанализов и по имеющимся наблюдениям.

 

В результате зимней конвекции 2012 года температура воды на горизонте стала ниже 8°С. Однако к следующей холодной зиме 2017 года температура воды на глубине 60 м уже достигла 8.5°С. Зимняя конвекция 2017 года на пару месяцев понизила температуру на горизонте до 8°С, но затем в течение всего 2020 году температура воды на глубине 60 м уже превысила и это значение, приблизившись к концу года по данным двух реанализов к 9°С. Таким образом, сокращение событий с минимальными значениями зимних ТПМ ниже 8°С после 2012 года приводит к существенному повышению значений температуры воды на этом горизонте.

Эволюция ХПС хорошо видна на рис. 4, где представлена диаграмма изменений во времени средней по горизонтальным сечениям температуры морской воды в глубоководной (с глубинами более 500 м) части моря. Все реанализы показывают наличие в глубоководной части моря традиционного (т.е. вентилируемого во время зимней конвекции) ХПС, ограниченного изотермами 8°С, с небольшими перерывами, вплоть до конца 2008 года. В реанализе, представленном массивом 2 при этом интенсивность зимней конвекции ниже, чем в двух других реанализах, поэтому дальнейшие выводы основаны на данных близких между собой массивах 3 и 4.

 

Рис. 4. Диаграмма изменений во времени средней по горизонтальным сечениям температуры морской воды в глубоководной части Чёрного моря для каждого из реанализов.

 

В 2009–2011 годы температура в его ядре ХПС повышается до 8.1–8.3°С. Холодная зима 2012 года восстановила ненадолго привычные для ХПС температуры. Однако затем, традиционный вентилируемый ХПС хоть и сохраняется, но температура в его ядре возрастает до 8.5–8.6°С. В 2017 году минимальная зимняя ТПМ была ниже 8°С и соответствовала примерно зиме 2004 года. На рис. 4 видно, что тем не менее сформировавшийся в 2017 году традиционный вентилируемый ХПС имеет значительно меньшую интенсивность в сравнении с 2004 годом. Тем не менее поступивший в 2017 году объём холодных вод ещё поддерживал ХПС с постепенно нарастающей температурой в ядре до 8.6–8.7°С в конце 2018 года. В 2019 году ТПМ была немного ниже 8°С, однако сформировавшийся в результате конвекции ХПС имел температуру воды в ядре уже 8.5°С, которая выросла до 8.6°С к концу года. Значение температуры морской воды в ядре ХПС в 8.6°С, достигнутое в 2019 году, является рекордным.

Результаты реанализов, представленных массивами 3 и 4, показывают, что зимняя конвекция в 2020 году не достигает 50 м и традиционный вентилируемый ХПС, обусловленный поступлением поверхностных вод, больше не возобновляется, что произошло впервые за всю историю океанографических наблюдений. Тем не менее, на глубинах 75–80 м наблюдается минимум температуры со значением 8.7–8.8°С, природа которого отлична от традиционного вентилируемого ХПС, поскольку он заполнен водами, сформировавшимися в течение длительного времени при взаимодействии вод традиционного холодного ХПС и глубинных вод и его существование обусловлено исключительно возрастанием температуры морской воды с глубиной.

Изменение характеристик зимней конвекции и увеличение температуры в ядре ХПС оказывает влияние на температурный режим Чёрного моря в пределах основного пикноклина. На рис. 5 приведён временной ход температуры морской воды на глубине 150 м, на нижней границе основного пикноклина, по данным трёх реанализов. Точками на этом рисунке показаны среднемесячные значения температуры по данным наблюдений в те периоды, когда наблюдения более или менее равномерно покрывали площадь Чёрного моря. Как реанализы, так и наблюдения, показывают рост температуры морской воды на горизонте почти на 0.4°С за 20 лет. Кроме того, как по наблюдениям, так и по данным реанализов, наблюдается не отмечавшееся ранее и хорошо согласующееся с наблюдениями ускорение прогрева морской воды на горизонте после 2012 года. Изменение скорости нарастания температуры воды в последние годы демонстрирует линейная регрессия, построенная по данным всех реанализов и по наблюдениям и оцененная для временных интервалов 2000–2011 гг. и 2012–2020 гг. (рис. 5). Реанализы дают почти двукратное увеличение скорости роста температуры морской воды в последние годы. Таким образом, увеличение числа мягких зим приводит к ускоряющимся изменениям температурного режима моря не только в поверхностных его слоях, но и в пределах всего основного пикноклина.

 

Рис. 5. Временные ряды среднемесячных значений температуры морской воды на горизонте 150 м для каждого из реанализов и по имеющимся наблюдениям. Синим и чёрным цветом показаны линии регрессии, построенные по данным всех реанализов и по наблюдениям для временных интервалов 2000‒2011 гг. и 2012–2020 гг.

 

Остановимся теперь на тенденциях изменения солёности морской воды. На рис. 1 приведены результаты реанализов, осреднённые по площади моря и во времени, показывающие общее осолонение морских вод в сравнении с аналогичным вертикальным профилем, построенным по всем наблюдениям с 1951 по 1990 гг. Более подробный анализ показывает, что солёность приповерхностного слоя моря понижается между 2000 и 2008 годом, падая до среднегодового значения около 17.6 ШПС в 2006–2007 гг. Начиная с 2008 года солёность в приповерхностном слое растёт в близких между собой массивах 3 и 4 и по данным наблюдений, доходя до 18.1–18.15 ШПС в 2019–2020 гг. В целом тенденция изменения солёности поверхностного слоя моря соответствует отмечаемой ранее примерно 20-летней цикличности, связанной с изменением внешнего бюджета пресных вод. На нижней границе пикноклина, на глубине 150 м, по всем реанализам наблюдается непрерывный рост солёности морской воды примерно на 0.2 ШПС за 20 лет.

Таким образом, выполненный комплексный анализ показывает, что кумулятивный эффект роста средней ТПМ и смягчения зимних условий в акватории Чёрного моря приводит к существенным и быстрым изменениям термической структуры верхнего слоя моря вплоть до нижней границы пикноклина в последние 7–8 лет. В частности, традиционный вентилируемый в зимний период черноморский ХПС после 2012 года быстро нагревался и впервые за всю историю океанографических наблюдений в Чёрном море полностью выродился в 2020 году. В пределах основного пикноклина в те же 7–8 лет наблюдается ускоренное потепление вод моря. По-видимому, повышение температуры в нижней части основного пикноклина обусловлено изменением температурного режима ХПС и сокращением числа эпизодов его обновления после 2012 года. Можно предположить также, что интенсивный прогрев нижней части основного пикноклина в 2012–2020 гг. в свою очередь способствовал быстрой деградации традиционного ХПС.

Результаты нашего исследования показывают, что отмечаемая с начала регулярных гидрологических наблюдений в Чёрном море тенденция непрерывного роста солёности в нижних слоях основного пикноклина продолжается вплоть до 2020 года и указывает на нестационарность халинного режима бассейна, связанную с постоянным поступлением солёных вод через пролив Босфор. В приповерхностном слое моря изменения халинного режима между 2000 и 2020 годами соответствуют цикличности процессов распреснения и осолонения поверхностных слоёв моря с периодами от 20 до 40 лет, связанными с изменением внешнего бюджета пресных вод и долговременным повышением солёности вод в основном пикноклине. В итоге при последующем наступлении фазы распреснения можно ожидать обострения плотностной стратификации в бассейне и ещё большего блокирования процесса зимней вентиляции вод. Приток тёплых средиземноморских вод через систему турецких проливов при этом может обеспечивать дальнейший прогрев основания пикноклина до температуры в 9.1°С, характерной для глубинной водной массы.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Подготовка данных наблюдений (“массив 1”) и климатических профилей выполнено в рамках темы государственного задания ФГБУН ФИЦ МГИ № FNNN-2024-0014, подготовка численных моделей для проведения расчётов выполнена в рамках темы государственного задания ФГБУН ФИЦ МГИ № FNNN-2024-0012, расчёты реанализов на основе модели МГИ (“массив 2”) и модели NEMO (“массив 3”) подготовлены в рамках тем государственных заданий ФГБУН ФИЦ МГИ № FNNN-2023-0001 и Минобрнауки № FMWE-2023-0002 Федеральной программы “Климат и Экология” соответственно.

Об авторах

Г. К. Коротаев

Федеральный исследовательский центр “Морской гидрофизический институт Российской Академии наук”

Автор, ответственный за переписку.
Email: korotaevgren@mail.ru

Член-корреспондент РАН

Россия, Севастополь

В. Н. Белокопытов

Федеральный исследовательский центр “Морской гидрофизический институт Российской Академии наук”

Email: korotaevgren@mail.ru
Россия, Севастополь

В. Л. Дорофеев

Федеральный исследовательский центр “Морской гидрофизический институт Российской Академии наук”

Email: korotaevgren@mail.ru
Россия, Севастополь

А. И. Мизюк

Федеральный исследовательский центр “Морской гидрофизический институт Российской Академии наук”

Email: korotaevgren@mail.ru
Россия, Севастополь

А. Л. Холод

Федеральный исследовательский центр “Морской гидрофизический институт Российской Академии наук”

Email: korotaevgren@mail.ru
Россия, Севастополь

Список литературы

Дополнительные файлы