Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. История и современное состояние исследований Аральского моря 8
1.1. Палеоистория Арала 8
1.2. Исторический обзор исследований Арала 11
1.3. Аральское море в его «условно-естественном» состоянии 19
1.3.1.Физико-географические условия 19
1.3.2. Гидрологическая структура 26
1.3.3. Циркуляция вод 30
1.4. Современное состояние вопроса 31
ГЛАВА 2. Термохалинная структура вод большого аральского моря и ее изменчивость 36
2.1. Методы исследования термохалинной структуры 36
2.2. Распределения термохалинных полей в 2009-2013 гг 42
2.3. Выводы по Главе 2 54
ГЛАВА 3. Циркуляция вод большого аральского моря по данным натурных измерений 56
3.1. Методика натурных исследований циркуляции вод 57
3.2. Циркуляция вод и ее отклик на ветровое воздействие
3.2.1. Общая характеристика течений в Большом Арале 64
3.2.2. Формирование циркуляции вод и отклик на ветровое воздействие 76
3.3. Выводы по Главе 3 81
ГЛАВА 4. Численное моделирование циркуляции большого аральского моря 83
4.1. Методика модельных экспериментов 84
4.2. Результаты численного моделирования 88
4.3. Выводы по Главе 4 95
Заключение 96
Список литературы
- Исторический обзор исследований Арала
- Распределения термохалинных полей в 2009-2013 гг
- Циркуляция вод и ее отклик на ветровое воздействие
- Результаты численного моделирования
Исторический обзор исследований Арала
Формирование впадины, занятой в настоящее время морем, а также расположенных южнее Сарыкамышской и Хорезмской впадин, произошло в результате тектонической активности в позднем неогене (см., например, [Пинхасов, 2000]). Впоследствии впадина была преобразована ветровой эрозией и речными наносами. В позднем плейстоцене Аральская впадина представляла собой сухую (кроме, возможно, нескольких районов, занятых соляными болотами) равнину с изрезанным рельефом [Аширбеков и Зонн, 2003]. Позднее воды реки Сырдарья частично заполнили бассейн, сформировав озеро небольшого размера, поверхность которого, как полагают, находилась на 31 м выше уровня океана. Некоторые исследователи донного рельефа Арала описали террасу, предположительно находящуюся на уровне стояния морской поверхности того периода (например, [Вейнбергс и Стелле, 1980]). Климат в регионе в то время был холодным и сухим. Согласно некоторым палеореконструкциям, годовой речной сток в озеро составлял от 8 до 10 км в среднем [Мамедов и Трофимов, 1986] (т.е. 15 - 18% от объема, характерного для Аральского моря в середине XX века).
Считается установленным, что в эти ранние стадии истории Аральского моря река Амударья впадала не в Аральское, а в Каспийское море, вливаясь в него южнее нынешнего залива Кара-Богаз-Гол. В плейстоцене или раннем голоцене Амударья радикально поменяла свое направление и повернула на север к Аральской впадине, оставив на своем прежнем пути к Каспийскому морю большие объемы наносов и древние сухие русла в долине, ныне известной как Узбой. Геодинамические механизмы, ответственные за изменения русла Амударьи, недостаточно изучены, а датировки характеризуются значительными неопределенностями. Имеющиеся временные оценки для момента наполнения Аральского моря Амударьей находятся в диапазоне от 9000-10000 лет назад [Аладин и Плотников, 1995] до 15000-17000 лет назад [Nurtaev, 2004] и даже до 24000 лет назад [например, Пшенин и др., 1984; Рубанов и др., 1987]. Считается, что главным динамическим фактором поворота Амударьи явилась тектоническая активность в регионе. Отметим, что в терминах геодинамики Аральский регион может быть разделен на две зоны. Согласно недавним инструментальным измерениям, опубликованным в работе [Nurtaev, 2004], зона к югу от 45с.ш. сейчас обнаруживает сильное тектоническое поднятие со скоростями 5-12 мм/год, в то время как для северной части района характерны малые значения вертикальной скорости или ее отсутствие.
Согласно существующим палеоклиматическим реконструкциям, климат в регионе в период от раннего до среднего голоцена изменился в сторону более теплых и влажных условий, и, по некоторым оценкам, Аральское море, питаемое к тому времени совместно Амударьей и Сырдарьей, получало в среднем около 150 км речного стока в год [Мамедов и Трофимов, 1986] (т.е. почти 300% от величины стока, характерной для середины XX столетия). Соответствующая трансгрессия моря в этот период привела к затоплению Сарыкамышской и Хорезмской впадин. По распространенным в литературе представлениям, поверхность озера в этот период достигла абсолютного уровня 57 - 60 м, и аральская вода стала перетекать в Узбой через южную оконечность озера Сарыкамыш. По наиболее вероятным оценкам, это произошло в какой-то момент от 3000 до 8000 лет назад. В результате Амударья восстановила сообщение с Каспийским морем через Узбой, одновременно продолжая питать и Аральское море. Среднегодовой сток в Каспийское море через Узбой в течение этого периода оценивается в 60-80 км [Мамедов и Трофимов, 1986]. Террасы на высоте 58-60 м над уровнем океана, наблюдаемые на юго-восточном берегу Аральского моря, представляют собой осязаемое доказательство этого древнего стояния уровня Аральского моря [например, Вейнбергс и Стелле, 1980]. Некоторые авторы описывают также террасы на уровне 72-73 м и даже 75-80 м [например, Городецкая, 1978] и обсуждают возможность нахождения поверхности Арала на этих высоких отметках в некоторый период ранее 5000 лет до настоящего времени [например, Федоров, 1980; Аладин и Плотников, 1995; Boomer et al, 2001]. Это означало бы, что площадь озера составляла более 150000 км (т.е. более чем вдвое превышала площадь Арала до начала его высыхания в XX веке). Однако в литературе нет единого мнения насчет возраста террас, а также неясно, насколько их современные высоты могут считаться репрезентативными для оценки соответствующих исторических отметок уровня моря. В работе {Рубанов и др., 1987] отмечается, что положение террас могло быть изменено более поздними тектоническими движениями. Кроме того, нужно иметь в виду, что стояния поверхности озера выше 60 м над уровнем океана, по-видимому, исключаются недавними археологическими находками [Байпаков и др., 2004].
Одна из значительных регрессий Аральского моря произошла в период от 3200 до 3800 лет назад [например, Nurtaev, 2004] после того, как климат в регионе в очередной раз изменился в сторону более засушливых условий. В связи с этим сток в Каспийское море прекратился. Уровень Арала упал до отметки 35 м [Рубанов и др, 1987]. За регрессией последовал подъем уровня. Предполагается, что уровень Аральского моря колебался между 45 м и 55 м приблизительно до 1500-1900 лет до настоящего времени, когда произошла новая глубокая регрессия [Nurtaev, 2004]. Считается, что эта регрессия была самой глубокой в истории Аральского моря. Уровень Арала упал тогда до 27-28 м, что подтверждается и наличием в отложениях слоев гипса и мирабилита, выпавших в то время. Как показали Рубанов и Тимохина (1982), в период этой регрессии соленость вод Арала должна была превышать 150-160 г/кг. Следующая глубокая регрессия произошла 450-800 лет назад. В это время уровень Аральского моря составлял 31-35 м над современным уровнем океана. Отложился гипсовый слой. Это была последняя из регрессий, предшествующих современному осушению моря. Она подтверждается не только геологическими, но также и историческими и археологическими свидетельствами. Некоторые авторы отмечают, что в течение последних двух глубоких аральских регрессий значительная часть стока Амударьи попадала в Сарыкамыш, а не в Арал. В результате озеро Сарыкамыш, объем которого сильно увеличивался, снова приобретало связь с Каспийским морем через Узбой. Согласно работе [Аладин и Плотников, 1995], средневековая регрессия завершилась в конце XVI века после того, как главная дельта Амударьи переместилась от озера Сарыкамыш в Аральское море, что привело к быстрому росту Арала и высыханию Сарыкамыша. Отметим, что современное обмеление Аральского моря в XX столетии также сопровождается ростом озера Сарыкамыш, глубина которого составляет в настоящее время около 40 м [Аширбеков и Зонн, 2003]. Часть воды, отводимой из Амударьи и изымаемой из Аральского бассейна, в конечном счете сбрасывается в Сарыкамыш (по оценкам - 4-5 км в год). Соответственно, объемы вод двух озер часто изменялись в обратной корреляционной зависимости.
Таким образом, Аральское море претерпело ряд чередующихся регрессий и трансгрессий в более или менее отдаленном прошлом. Палеоизменчивость Аральского моря была вызвана естественными изменениями климата, однако некоторые исследователи полагают, что изменения уровня в исторический период были по крайней мере частично антропогенными. Необходимо учитывать, что район водосбора Аральского моря - древний Хорезм - в течение многих веков и даже тысячелетий был районом ирригации с общей площадью орошаемых земель около 15000 км в нижнем течении Амударьи и 25000 км в нижнем течении Сырдарьи [Аширбеков и Зонн, 2003]. Существуют летописные и археологические указания на то, что население Хорезма строило гидротехнические сооружения, такие как дамбы и каналы, и могло регулировать сток рек до определенных пределов (в том числе - распределять сток Амударьи между Аралом и Сарыкамышем). Некоторые авторы указывают также на то, что древние антропогенные воздействия могли быть связаны с частыми войнами или восстаниями, которые приводили иногда к разрушению дамб [например, Аширбеков и Зонн, 2003]. Согласно В.В. Бартольду, одному из наиболее авторитетных исследователей истории Центральной Азии, первое письменное упоминание Аральского моря было найдено в китайских источниках II века до н.э., где оно упоминается как «Северное море» или «Западное море» [Бартолъд, 1902]. Некоторые более ранние римские источники упоминают «Оксианские болота» (Palus Oxiana) в нижнем течении Амударьи. Более детальная информация обнаружена в записях арабских географов X, XI и XII веков. Море описано там как пересыхающее соленое озеро, размер и контур береговой линии которого близки к тем, что наблюдались в середине XX века. Кроме того, в этих источниках сообщается, что море не имело связи с Сарыкамышем. Путешественнику, который хотел добраться из Хорезма в «землю печенегов» (очевидно, районы нижней Волги и Урала в современной России), следовало взобраться на «Хорезмские горы» (т.е. склон плато Устюрт, окаймляющий западный берег озера) и затем пойти на север через «безводную пустыню», оставляя Аральское море («Хорезмское озеро» или «озеро Дженд») справа. Отметим, что эти указания довольно хорошо описывают кратчайший путь из Узбекистана в Россию, используемый и сегодня водителями грузовиков и автомобилей.
Письменных упоминаний Аральского моря между началом XIII и концом XVI веков, т.е. в период средневековой регрессии, почти нет. Более того, некоторые источники, датируемые XV веком, прямо утверждают, что «Хорезмское озеро», известное по «древним книгам», в то время более не существовало.
Распределения термохалинных полей в 2009-2013 гг
Циркуляция вод Аральского моря была изучена недостаточно подробно. Прямых измерений течений почти не было, и основным источником информации являлись косвенные методы либо результаты численного моделирования [Симонов, 1954; Шкудова и Ковалев, 1969; Филиппов, 1970; Бортник и Даулетияров, 1985]. Однако уже с начала XX столетия была известна основная особенность крупномасштабной циркуляции Арала, а именно ее антициклонический характер под воздействием преобладающих ветров [Берг, 1908; Жданъко, 1940]. Этот факт примечателен потому, что в соседних внутренних морях этого же широтного пояса (Черное море, Каспийское море, Азовское море), находящихся к тому же в сходных ветровых условиях, крупномасштабная циркуляция имеет циклонический характер. А. Н. Симонов на основе теоретических результатов В. Б. Штокмана предположил, что причина антициклонической циркуляции вод Аральского моря заключается в совместном воздействии преобладающих неравномерных по скорости ветров северных румбов и общего наклона морского дна с востока на запад. Неравномерность ветра проявляется в его ослаблении по мере движения вдоль поперечной оси моря (восток -запад) [Симонов, 1954; Штокман, 1941, 1945, 1953]. Выдвигались и другие гипотезы, например, гипотеза о том, что основное значение в формировании антициклонической циркуляции вод имеет речной сток и специфическое расположение устьев Амударьи и Сырдарьи [Симонов, 1954]. Также на основе натурных измерений поля плотности было выявлено наличие бароклинного движения вод в придонном слое, направленного в общем с восточных мелководных районов в более глубокую западную часть бассейна [Симонов, 1962].
Общая схема поверхностной циркуляции вод Аральского моря в «условно-естественный» период представлена на рисунке 1.13. Воды Амударьи, попадая в Аральское море в его южной оконечности, распространяются на северо-запад, после чего течение вытягивается вдоль продольной оси западной впадины. В то же время, слабо выраженное движение вод на юг проявляется на мелководьях у западного берега в виде двух циклонических ячеек в заливе Чернышева и севернее мыса Актумсук. Основная ветвь течения сворачивает на восток между островами Барсакельмес и Возрождения, впоследствии распространяясь на юг в виде широкого потока через всю восточную часть моря и замыкая пресловутый антициклонический круговорот. Вместе с тем, наблюдалось присутствие малого циклонического вихря между островом Барсакельмес и проливом Берга, вследствие чего в северной части Большого Арала формировалась зона конвергенции [Косарев, 1975]. Типичные скорости поверхностных течений составляли 10-30 см/с, скорости до 60 см/с были зафиксированы в проливе Берга [Zavialov, 2005].
Как было сказано выше, к началу нового тысячелетия можно было констатировать крайнюю недостаточность актуальных данных прямых наблюдений большинства физических, химических и биологических характеристик Аральского моря. В начале 2000-х годов в литературе нельзя было найти даже приблизительных значений солености моря на текущий момент [Завьялов и др., 2012]. Отдельными группами специалистов проводились исследования, основанные на дистанционном зондировании, анализе спутниковой информации и глобальных баз данных, посвященные, в частности, изучению межгодовой изменчивости поверхностной температуры моря [Гинзбург и др., 2002, 2011; Ginzburg et al, 2003; Cretaux et al, 2005; Nezlin et al., 2005], изменчивости береговой линии и уровня морской поверхности [Кравцова и др., 2001; 2002; Кравцова и Мудря, 2004; Kouraev et al, 2009], межгодовой изменчивости стока Амударьи и Сырдарьи [Nezlin et al, 2004]. В период с 2000 по 2006 гг. под руководством А.Г. Костяного и СВ. Станичного проводился комплексный спутниковый мониторинг Аральского моря и прилегающих областей с фиксированием следующих параметров: поверхность и объем моря, температура поверхности моря, уровень моря, уровень ледяного покрова и т.д. [Zonn and Kosarev, 2010]. Кроме того, в этот период публиковались работы, основанные на результатах моделирования и рассматривающие особенности водного баланса Аральского моря [Small and Sloan, 1999; Small et al, 2001; Jarsjo and Destouni, 2004; Salokhiddinov and Khakimov, 2004; Sirjacobs et al., 2004; Alekseeva et al, 2009].
Осенью 2002 г. Институтом океанологии им. П.П. Ширшова Российской академии наук в сотрудничестве с Гидрометцентром России, Институтом геологии и геофизики им. Абдуллаева Академии наук Узбекистана, Нукусским государственным педагогическим институтом им. Ажинияза (Узбекистан), Каракалпакским государственным университетом им. Бердаха (Узбекистан) и Международным казахско-турецким университетом им. Ясави (Казахстан) и при участии ряда других организаций была начата долгосрочная программа натурного мониторинга и исследований Аральского моря. К настоящему моменту в рамках программы было проведено 15 комплексных океанографических экспедиций, в результате которых были получены уникальные сведения о гидрофизическом, гидрохимическом и гидробиологическом состоянии Аральского моря в условиях глубокого кризиса. На основе собранных данных были выпущены десятки публикаций. В 2005 г. опубликована обобщающая монография И.О. Завьялова «Physical Oceanography of the Dying Aral Sea» [Zavialov, 2005], а в 2012 г. - коллективная монография «Большое Аральское море в начале XXI столетия: физика, биология, химия» [Завьялов и др., 2012].
Одновременно с Институтом океанологии им. П.П. Ширшова РАН полевые исследования на Аральском море в начале 2000-х гг. проводили и специалисты из Германии, которыми получены важные результаты по химии вод моря, а также палеореконструкции на основе анализа колонок донных отложений [Friedrich and Oberhansli, 2004; Friedrich, 2009; Oberhansli etal, 2009].
Следствием высыхания большей части Аральского моря стала значительная трансформация процессов, формирующих его термохалинную структуру. Практически полностью исчезло влияние речного стока, изменился и характер конвективного перемешивания. Важную роль приобрел водообмен между отдельными бассейнами моря [Завьялов и др., 2006]. Таким образом, термохалинная структура вод современного Арала коренным образом отличается от структуры, наблюдавшейся в середине XX века и на начальных стадиях высыхания.
Высыхание Аральского моря сопровождалось постоянным ростом солености. Стадии процесса осолонення Большого Арала показаны в Таблице 1.1. Важно отметить, что в течение почти 4-х десятилетий после начала высыхания осолонение восточного и западного бассейнов шло одинаковыми темпами. Но с 1997 г. темпы осолонення мелководного восточного бассейна резко возросли. Это связано с частичным отделением двух бассейнов друг от друга. Связь между ними с 1999 г. осуществляется только через узкий пролив в северной части моря, углубившийся в результате эрозии дна в процессе высыхания моря \Roget et al., 2009]. В мелководном восточном бассейне летний прогрев и испарение происходят гораздо интенсивнее, с чем и связано возрастание темпов осолонення этой части моря.
Циркуляция вод и ее отклик на ветровое воздействие
На рисунке 2.10 представлено распределение солености и температуры на разрезе через западный бассейн, выполненном в ходе экспедиции в сентябре 2010 г. Как и летом 2009 года, в вертикальной структуре бассейна выделяются три слоя: верхний квазиоднородный слой, промежуточный слой и придонный слой. Нижняя граница квазиоднородного слоя, формирующегося под действием ветрового перемешивания, залегает на глубине 14,5 м. Средняя температура слоя - около 19С. Верхний квазиоднородный слой характеризуется наличием поверхностного локального максимума солености - около 117 г/кг. Следует отметить наличие в верхнем перемешанном слое линзы менее соленых и менее теплых вод, располагающейся на глубине около 10 м и несколько смещенной к восточному склону глубоководной части бассейна. О возможном ее генезисе будет сказано позже. Под верхним перемешанным слоем располагается ярко выраженный термоклин, нижняя граница которого -изотерма 8С - проходит на глубине 17,5 м. Таким образом, падение температур в термоклине составляет около 11 С в слое толщиной всего 3 м. Под термоклинном располагается промежуточный слой, характеризующийся минимальными температурами (менее 7С) и минимальными значениями солености (менее 113 г/кг). Ниже изобаты 17 м соленость начинает расти с глубиной, однако до глубин 27-28 м ее рост незначителен и находится в пределах 0,3 г/кг. Схожим образом ведет себя и температура - область глубин от 17 м до 27-28 м занята промежуточным слоем с минимальными значениями температуры на глубинах около 20 м и относительно низкими значениями вертикального градиента. Начиная с глубины 27- 28 м рост значений солености вниз гораздо более выражен. В свою очередь, значения температуры также быстрее растут с глубиной, что дает возможность выделить область глубин с 27-28 м до дна как придонный слой, характеризующийся максимальными значениями солености и наличием температурной инверсии. Соленость в придонном слое достигает значения 132 г/кг, температура - значения около 12С. Вертикальный градиент солености в среднем по придонному слою составляет 1,6 г/кг на 1 м. Ядро придонного слоя смещено к западному склону бассейна, о чем можно судить по положениям изотермы 12С и изогалины 132 г/кг. Можно также отметить некоторое поднятие изотермы 8С и изогалины 116 г/кг у западного склона.
Структуры, наблюдавшиеся в западном бассейне Аральского моря в 2009 и 2010 гг., обнаруживают как сходства, так и различия. Как в 2009, так и в 2010 гг. отмечен трехслойный характер стратификации вод бассейна, выделяются следующие характерные слои: верхний квазиоднородный слой с поверхностным локальным максимумом солености, промежуточный слой с минимальными значениями температуры и солености, а также придонный слой с температурной инверсией и придонным локальным максимумом солености. Как уже отмечалось, наличие двух локальных максимумов солености есть свидетельство влияния межбассейнового обмена и активности адвективного механизма в формировании придонного максимума солености в западном бассейне С другой стороны, величины значений температуры и солености, а также диапазон их изменчивости на разрезах за два года сильно отличаются. В 2009 г. значения солености на разрезе колебались в пределах 3,5 г/кг, при этом поверхностный и придонный максимумы солености характеризовались приблизительно равными значениями. В 2010 г. диапазон изменчивости значений солености на разрезе был значительно шире - около 19 г/кг; величины солености, наблюдаемые в придонном слое, были значительно выше, нежели в локальном максимуме поверхностного слоя. Кроме того, инверсия температур в придонном слое в 2010 г. была выражена гораздо более отчетливо, а средние температуры как придонного, так и промежуточного слоев в 2010 г. были выше (даже несмотря на то, что съемка 2010 г. проводилась в сентябре, а съемка 2009 г. - в августе).
Таким образом, в сравнении с 2009 г., в 2010 г. наблюдалась более сильная стратификация вод западного бассейна Аральского моря. Объяснить это можно действием адвективного механизма формирования придонного максимума солености, то есть притоком более теплых и соленых вод восточного бассейна в глубоководную часть западного бассейна, что в 2009 г. происходило в меньшей степени ввиду почти полного пересыхания восточного бассейна в этот период (см. рис. 2.12). На рисунке 2.11 изображен продольный разрез через глубоководную часть западного бассейна (схема станций показана на рисунке 2.5). Характер распределения температур в придонном слое указывает на распространение вод с севера на юг в глубоководную часть западного бассейна. T, С
Весной 2010 года восточный бассейн наполнился вновь, вследствие эпизодического увеличения стока реки Амударья (рисунок 2.126). Рисунок 2.12. Изображения Аральского моря по данным MODIS-AQUA от 22 июля 2009 г. (а), 5 июля 2010 г. (б) и 2 марта 2011 г. (в).
В ноябре 2011 г. были получены вертикальные распределения величин температуры и солености на двух станциях поперечного разреза (рисунок 2.13). Верхний квазиоднородный слой распространялся до глубины 20 м. Увеличение его толщины по сравнению с измерениями 2009-2010 гг., очевидно, объясняется тем, что съемка 2011 г. проводилась в ноябре, когда более существенную роль играют процессы осенне-зимнего выхолаживания и вертикального перемешивания. Температура верхнего перемешанного слоя достигала значений 8-10С. Значения солености верхнего перемешанного слоя составляли 117 г/кг, т.е. прогрессирующего увеличения солености на поверхности (в сравнении с 2010 г.) впервые не отмечалось. Падение температур в термоклине составило величину 4С. Под термоклином, на глубине 24 м располагался слой минимальной температуры. Здесь же находился и локальный минимум солености (около 116 г/кг). От этой глубины до дна отмечался рост солености и температуры. Величины солености в придонном слое достигали значений 128 г/кг. Увеличение температур в слое придонной инверсии составило 4С. Таким образом, к ноябрю 2011 г. в западном бассейне произошло падение величин солености в придонном слое приблизительно на 4 г/кг по сравнению с сентябрем 2010 г. Кроме того, было зафиксировано ослабление градиентов температурной инверсии в придонном слое. В целом в ноябре 2011 г. отмечалась трехслойная структура вод с двумя локальными максимумами солености на поверхности и у дна, разделенными менее соленым промежуточным слоем. 04.11.2011 -ст. 2
Характер гидрологической структуры вод, наблюдаемой в сентябре 2012 г., иллюстрируется рисунком 2.14. Как и в предыдущие годы, на разрезе наблюдалась трехслойная структура вод. Для поверхностного распределения температуры и солености характерной чертой был относительный рост на восточных мелководьях, где вода прогревается сильнее и испарение также усиливается. Под верхним перемешанным слоем располагался термоклин, температура на нижней границе которого опускалась до значений около 6С. Под термоклинном на глубине 20 м находилось ядро промежуточного слоя с температурами 5,5С и соленостью около 120 г/кг. Глубже 25 м был отмечен рост солености и температуры ко дну. Соленость придонного слоя составила 126,5 г/кг, его температура - 6,5 С.
Вертикально-зональные распределения температуры в западном бассейне Большого Аральского моря во время экспедиции осенью 2013 г. представлены на рисунке 2.15 (соответствующая схема станций приведена на рисунке 2.8). Верхний квазиоднородный слой с величинами температуры около 12С простирался до глубин 19-21 м, что является вообще характерным для осенне-зимнего сезона. Под его нижней границей располагался резкий термоклин, характеризовавшийся уменьшением значений температуры до 4,6-4,7С на глубине 28-30 м. Ниже термоклина располагался придонный слой с очень слабо выраженной температурной инверсией при абсолютной величине температуры ниже 5С. По данным выполненных в 2013 г. измерений, повышение температуры в придонном слое составило лишь несколько десятых градуса (рисунок 2.15а), тогда как, например, осенью 2010 г. оно составляло более 5С. Температурная стратификация на южном разрезе (рисунок 2.156) в целом характеризовалась более горизонтальным расположением изотерм - так, граница верхнего квазиоднородного слоя залегала на глубине примерно 19 м по всей длине разреза. На северном разрезе (рисунок 2.15а) представляющая эту границу изотерма 12С выклинивалась у берегов на глубины 12-15 м, а нижняя граница термоклина - изотерма 5С - была заглублена по сравнению с ее положением на южном разрезе. Отмеченные различия позволяют предположить, что в северной и южной частях глубокой котловины западного бассейна определенную роль играют обособленные друг от друга локальные циркуляционные структуры, что было показано и результатами численного моделирования (см. Главу 4).
Результаты численного моделирования
Результаты измерений заякоренной станции W, полученные в ходе экспедиции 2011 г., приведены на рисунке 3.13. Событие южных ветров, начавшееся во второй половине дня 4 ноября и длившееся около 24 часов, по-видимому, заметным образом должно отражаться в отклике поверхностных течений. Однако длина ряда наблюдений не позволяет проследить вызванное действием ветра изменение поверхностных течений у западного берега. В течение полных суток 4 ноября над западным склоном бассейна в поверхностном слое наблюдались исключительно направленные на север течения со скоростями до 20 см/с. В первой половине суток 5.11 происходит их постепенный разворот к востоку при снижении абсолютных величин скорости. Придонные течения были направлены на юг на протяжении всего периода измерений, а среднее значение скорости составило около 5 см/с.
Данные измерений заякоренной станции на западном склоне бассейна (ст. W) и метеостанции в сентябре 2012 г.: векторная диаграмма напряжения трения ветра, график колебаний аномалии уровня моря над западным склоном, векторная диаграмма придонных течений у западного склона бассейна.
На рисунке 3.15 представлены результаты измерений скорости течений и аномалии уровня моря и приповерхностной температуры воды, выполненных на заякоренной станции W-1, установленной у западного берега бассейна (см. рис. 3.5), а также измерений скорости ветра в октябре - ноябре 2013 г. Как видно, на протяжении большей части периода наблюдений отмечались слабые ветры (скорость 2-3 м/с). Лишь 1 ноября и в первую половину суток 2 ноября отмечено интенсивное воздействие южных ветров, затем сменившихся на юго-западные. Скорость ветра в этот период достигала максимальных значений около 11 м/с. Течения в поверхностном слое имели преимущественно северо-восточные, восточные и юго-восточные направления при скоростях до 0,12 м/с. В ходе ветрового события 1 ноября произошел разворот течения, сперва направленного по ветру, а затем - против ветра (рис. 3.15). В колебаниях уровня моря на фоне общего тренда к понижению просматривается колебание с периодом, близким к 48 ч. Общая величина падения уровня моря у западного берега, вызванного ветровым событием 1 ноября, составила более 20 см. На графике изменчивости температуры поверхностного слоя (глубина 4 м) заметно общее охлаждение, вызванное, вероятно, апвеллингом в результате ветрового сгона, на фоне которого отчетливо прослеживается суточный ход. Придонные течения характеризовались относительно слабой изменчивостью при средних величинах скорости 3-5 см/с. Резкое увеличение значений скоростей придонных течений до 10 см/с произошло в конце периода измерений, примерно через 40 ч после прохождения наиболее интенсивной фазы ветрового события (рис. 3.15). Это наблюдение хорошо согласуется с выводами анализа аналогичных измерений, выполненных в 2010 г., в которых запаздывание отклика придонной циркуляции вод по отношению к ветровому воздействию было оценено также в 40 ч, что подробнее обсуждается в следующем разделе 3.2.2.
Изменчивость придонных течений на трех остальных заякоренных станциях (W-2, Е-1 и Е-2) представлена на векторных диаграммах на рисунке 3.16. Максимальные скорости придонных течений, зафиксированные 30 октября на станции W-2, достигали 0,15 м/с при средней за всю серию величине около 0,04 м/с. На станциях Е-1 и Е-2 максимальные скорости придонных течений составили 0,11 м/с при средних значениях 0,03 м/с для станции Е-1 и около 0,02 м/с для станции Е-2. Наибольшая изменчивость направлений и скоростей придонных течений наблюдалась на станциях W-2 и Е-1. Придонные течения восточного склона в целом направлены на север (за исключением начала и конца серии для станции Е-1), а западного склона - на юг.
Таким образом, общая картина течений и в 2013 г. в целом соответствовала представлению о существовании циклонического круговорота в придонном слое и антициклонического - в поверхностном. Можно также отметить, что придонные течения у восточного склона (станции Е-1 и Е-2) в последние двое суток измерений имели противоположные знаки. Согласно результатам численного моделирования, представленным в следующей главе, в придонном слое западного бассейна Арала существуют обособленные круговороты суб-бассейнового масштаба, имеющие циклоническое направление в условиях преобладающих северо-восточных ветров. Местоположение восточных ветвей этих вихревых структур примерно соответствует районам постановки заякоренных станций Е-1 и Е-2 в 2013 г.
