Современные колебания морского уровня в Кронштадте и их возможные изменения к концу столетия

Проблема изучения изменчивости и особенно долгосрочного прогноза морского уровня чрезвычайно важна с практической точки зрения. По мнению экспертов МГЭ-ИК, в зависимости от различных сценариев изменений климата к концу столетия уровень Мирового океана (УМО) может повыситься на 30–100 см [15, 16]. Если такое развитие событий станет реальностью, это грозит катастрофическим ущербом для инфраструктуры прибрежных территорий и возможно подтопление крупнейших городов: Лондона, Нью-Йорка, Токио, Санкт-Петербурга и др. Понятно, что рост морского уровня в конкретных районах океана в зависимости от локальных условий будет происходить разными темпами. Где-то – быстрее роста УМО, где-то – медленнее. Поэтому особый интерес представляет оценка вековых изменений морского уровня в Невской губе, где расположен крупнейший мегаполис cеверной Европы.

Морской уровень в Невской губе наилучшим образом характеризует Кронштадтский футшток, который можно отнести к пятерке старейших уровнемерных постов мира. Футшточная служба на Котлине появилась еще в 1707 г., однако результаты регулярных наблюдений за уровнем в настоящее время известны только с 1806 г. (с перерывом на 1818–1834 гг.). Достаточно подробные сведения об истории и организации наблюдений за морским уровнем в Кронштадте и их характеристика приводятся в работах [1; 4; 5; 9], а непосредственно значения морского уровня (среднемесячные, среднегодовые, максимальные и минимальные) начиная с 1836 г., даются в работе [11] и на сайте Сервиса непрерывных измерений среднего уровня моря PSMSL1. Отметим также особое значение Кронштадтского футштока, который был принят в качестве реперного в Советском Союзе. Согласно введенной в 1977 г. Балтийской системе (БС), отсчёт абсолютных высот ведётся от нуля Кронштадского футштока. От данной отметки отсчитаны высоты опорных геодезических пунктов, а также морских, озерных и речных футштоков в пределах страны.

На рис. 1 приводится межгодовой ход уровня моря в Кронштадте за 1835–2007 гг. Нетрудно видеть, что характерной чертой межгодовой изменчивости уровня в Кронштадте является наличие однонаправленного линейного тренда, величина которого составляет 0,56 мм/год, а вклад его в

Cреда обитания

1835 1845 1855 1865 1875 1885 1895 1905 1915 1925 1935 1945 1955 1965 1975 1985 1995 2005 годы

Рис. 1. Межгодовой ход уровня моря в Кронштадте за 1835–2007 гг.

К деформационным изменениям морского уровня относятся, прежде всего, вертикальные движения земной коры. Известно, что побережье Балтийского моря испытывает значительные вертикальные смещения, связанные с геодинамикой Фенноскандинавско-го щита. На основе водного нивелирования было установлено, что наибольшее поднятие испытывает побережье Ботнического залива (5–9 мм/год), а побережье южной Бал дисперсию общего процесса, описываемый коэффициентом детерминации, равен 12 % (табл. 1). На фоне основного тренда можно выделить два промежутка времени, в течение которых временной ряд морского уровня имеет разную направленность. Прежде всего, это длительный период стояния морского уровня (1835–1945 гг.), когда тренд отсутствовал. Начиная с 1946 г. уровень начал довольно интенсивно расти со скоростью 1,9 мм/год, причем вклад его в дисперсию исходного ряда составляет 16 %.

Таблица 1

Оценки параметров основного и локальных трендов за разные промежутки времени для морского уровня в Кронштадте

Период	Коэффициент детерминации, R І	Величина тренда, Tr , мм/год	Среднее значение уровня, см
1836–1945	0,001	0,06	–1,50
1946–2007	0,16	1,91	4,06
1836–2007	0,12	0,56	0,50

Terra Humana

Рассмотрим факторы, вызывающие формирование тренда морского уровня в Кронштадте. В общем случае их можно представить в виде суммы эвстатических, стерических и деформационных факторов [6], т.е.

Tr(h Кр ) = Tr(h эвст ) + Tr(h стер ) + Tr(h деф ) (1)

К эвстатической компоненте относятся составляющие водного баланса: испарение, осадки, приток речных вод, водообмен через Датские проливы. Стерические колебания обусловлены изменениями плотности морской воды за счет соответствующих изменений температуры и солености. Отметим, что межгодовыми изменениями объема воды моря за счет плотностных колебаний уровня обычно пренебрегают в виду их малости [3; 17].

тики, наоборот, опускается со скоростью 1– 1,5 мм/год [13]. Кронштадт попадает в зону тектонической стабильности, по данным работы [13] принимается, что вертикальная скорость земной коры здесь отсутствует. Эти результаты подтверждали выбор Кронштадтского футштока в качестве отсчетной поверхности Балтийской системы высот.

Однако наблюдения последних лет, в частности, в рамках проекта BIFROST (Baseline Inferences for Rebound Observations, Sea Level, and Tectonics), основанного на использовании GPS-техники и спутника последнего поколения GRACE [19], показали, что восточная часть Финского залива поднимается со скоростью 2–4 мм/год. Прямо противоположный вывод сделан российскими геологами [10], которые обнаружили, что на акватории Невской губы существует блок интенсивных погружений, состоящий из более мелких блоков разной активности, скорость современных движений которых в настоящее время составляет от –0,1 до –8,5 мм/год. Поскольку на настоящий момент нельзя однозначно ответить, какова вертикальная скорость земной коры в районе Кронштадта, то будем считать ее условно равной нулю.

С целью анализа эвстатических факторов запишем уравнение водного баланса моря в следующем виде:

∆ V = Q_б+ U + P – E – F,               (2)

где ∆V – внутригодовые изменения (приращения) объема моря, Q _б – суммарный приток речных вод, U – приток подземных вод, Р – количество осадков, выпавших на акваторию моря, Е – испарение с поверхности моря, F – результирующий водообмен через Датские проливы, складывающийся из вноса североморских вод ( F ⁺) и выноса балтийских вод ( F ^-), причем последний преобладает. Отметим, что вековой тренд УМО может оказать влияние на формирование тренда в

Кронштадте только через приток воды через Датские проливы, величина которого входит в уравнение водного баланса.

Оценки компонентов водного баланса за различные продолжительные моменты времени [3; 17] свидетельствуют о значительном превышении притока пресных вод через поверхность моря (речной сток и осадки) над его оттоком (испарение). В результате результирующий поток воды через Датские проливы всегда направлен в Северное море. Следовательно, тренд УМО не может оказывать заметное влияние на формирование тренда уровня Балтийского моря.

Отметим, что близкий характер формирования тренда в морском уровне присущ также для других длиннорядных станций, расположенных на побережье моря. Например, величина тренда в уровне моря в Стокгольме (рассчитанная по данным [14]) за период 1935–1945 г. равна Tr = 0,22 мм/ год, а за период 1946–2007 гг. она в три раза выше ( Tr = 0,65 мм/год) .

Очевидный вывод: именно эвстатичес-кие компоненты оказывают определяющее влияние на формирование трендов в морском уровне Балтики. Повсеместный рост морского уровня с середины 40-х г. ХХ в. вызван усилением притока речных вод и осадков к морю, особенно ярко проявившимся в эпоху потепления климата, начиная с середины 70-х гг. Поэтому осреднен-ная по северному полушарию температура воздуха Т_сев может оказывать воздействие на долгопериодную изменчивость морского уровня в Кронштадте.

Для временной изменчивости этой характеристики в течение 1941-1975 гг. отмечалось слабое похолодание (Tr = – 0,074оС/ 10 лет), в то время как после 1976 г. начался интенсивный рост температуры (Tr = 0,252 оС/10 лет) [6]. На рис. 2 приводится сопоставление аномалий ∆Тсев по данным архива HadCRUT3 [12] и морского уровня в Кронштадте. Нетрудно видеть, что при похолодании северного полушария уровень в Кронштадте слабо понижался, а при потеплении, наоборот, начал довольно быстро расти. Вследствие этого отмечается соответствие направленности локальных трендов для периода относительного похолодания (1941-1975 гг.) и интенсивного роста температуры (1976–2005 гг.). Однако при этом стохастическая связь для пери- ода похолодания полностью отсутствует, в то время как для периода потепления она уже является значимой на уровне α = 0,05 (r = 0,35).

Спектральный анализ межгодовых колебаний морского уровня показал, что частотная структура временного ряда носит сложный характер, причем вклад самой большой цикличности не превышает 0,04% от дисперсии исходного процесса. Фактически это означает, что межгодовая изменчивость уровня может быть представлена в виде разложения из суммы трендовой и случайной компонент.

Формирование случайных колебаний уровня зависит в основном от характера атмосферной циркуляции. При этом следует различать локальные и «планетарные» факторы. К локальным факторам относятся параметры циклонической/ан-тициклонической активности над данным районом и преобладающие ветра того или иного направления. Основным «планетарным» фактором, на наш взгляд, является Североатлантическое колебание (САК), характеризующее геострофический зональный перенос в атмосфере в умеренных широтах с акватории Северной Атлантики на европейский континент. Естественно, чем выше индекс САК, тем более интенсивным является атмосферный перенос. В этом случае следует ожидать повышение уровня на восточном побережье Балтики и, в частности в районе Кронштадта. Именно это нам и демонстрирует рис. 3, на котором дается сопоставление сглаженных по пятилетиям уровня моря и индекса САК. Корреляция между указанными характеристиками составляет r = 0,72.

Наиболее широко распространенным способом сверхдолгосрочного прогнозирования являются модели общей циркуляции атмосферы и океана (МОЦАО),

Рис. 2. Сопоставление межгодового хода уровня моря в Кронштадте h_Кр (1) и аномалий ∆ Т_сев (2) по данным архива HadCRUT3 [12].

Cреда обитания

Рис. 3. Сопоставление скользящих пятилетних средних уровня моря в Кронштадте hКр(1) и индекса САК (2).

комплекса МОЦАО. В ее основе лежит линейная зависимость УМО от глобальных оценок температуры воздуха, которая характеризуется коэффициентом детерминации, равным R ² = 0,73. Выполненные расчеты для 6 сценариев выбросов парниковых газов, представленные в табл. 2, свидетельствуют, что оценки возможного роста УМО по статистической модели весьма близки к результатам численного моделирования климата на основе использования сложных и дорогих МОЦАО.

Очевидно, имеет смысл которые позволяют на основе различных сценариев климата рассчитывать гидрометеорологические характеристики на много десятилетий вперед. В климатических сценариях учитываются различные факторы экономического развития человечества и в связи с этим тот или иной рост эмиссии углекислого газа в атмосферу. Таким образом, в конечном итоге именно эмиссия СO2 определяет сценарии изменения климата, рассчитываемые по МОЦАО. В Третьем и Четвертом оценочных докладах МГЭИК [15; 16] приводятся возможные оценки изменений глобальной приповерхностной температуры воздуха и УМО на конец XXI в. (2090-2099 гг.) по сравнению с концом ХХ в. (1980–1999 гг.), полученные по комплексу из 16 основных МОЦАО для 6 сценариев выбросов СO2 (табл. 2).

В работе [7] показано, что очень близкие прогностические оценки УМО могут быть получены с помощью очень простой статистической модели без использования использовать аналогичный подход и для прогноза уровня в Кронштадте. При этом, конечно, следует иметь в виду, что поскольку он в значительно меньшей степени обусловлен глобальными процессами, то ошибки его прогноза будут выше. Довольно интенсивная положительная связь с коэффициентом корреляции r = 0,75 отмечается для 11-летних сглаженных средних значений аномалий осредненной по северному полушарию температуры воздуха ∆Тсев и hКр. Это позволило рассчитать линейное уравнение регрессии hКр = 17,78∆Тсев + 3,39. (3)

Коэффициент детерминации данной зависимости равен R ² = 0,56, т.е. она описывает 56 % дисперсии исходного ряда, а cредняя квадратическая ошибка модели σ _y(x) = 2,7 см. Итак, по формуле (3), используя прогностические оценки температуры воздуха на конец XXI в. из табл. 2 можно вычислить приближенные оценки возможных изменений уровня в Кронштадте для пяти

Terra Humana

Таблица 2

Возможные оценки изменений глобальной температуры воздуха, УМО и уровня моря в Кронштадте на конец XXI в. (2090 - 2099 гг.) по сравнению с концом ХХ в. (1980–1999 гг.)

Сценарий выбросов СДСВ	Ансамбль из 16 моделей общей циркуляции атмосферы и океана [16]		Статистическая модель [7]	Статистическая модель (3)
	Вероятный диапазон роста температуры на конец 2090–2099 гг., оС	Вероятный диапазон роста УМО на конец 2090–2099 гг., м	Вероятный диапазон роста УМО на конец 2090– 2099 гг., м	Вероятный диапазон роста уровня в Кронштадте на конец 2090–2099 гг., м
Сценарий B1	1,1 – 2,9	0,18 – 0,38	0,12 – 0,31	0,11 – 0,43
Сценарий A1T	1,4 – 3,8	0,30 – 0,45	0,15 – 0,41	0,16 – 0,59
Сценарий B2	1,4 – 3,8	0,20 – 0,43	0,15 – 0,41	0,16 – 0,59
Сценарий A1B	1,7 – 4,4	0,21 – 0,48	0,18 – 0,47	0,21 – 0,69
Сценарий A2	2,0 – 5,4	0,23 – 0,51	0,21 - 0,58	0,27 - 0,87
Сценарий A1FI	2,4 – 6,4	0,26 – 0,59	0,26 – 0,68	0,34 – 1,05

основных сценариев выбросов парниковых газов. Для любого сценария уровень в Кронштадте будет повышаться, причем при самом неблагоприятном сценарии уровень может подняться на 1 м.

Отметим, что на основе региональной климатической модели RCAO, ограниченной северной Европой, проводились расчеты роста уровня для двух сценариев «A2» и «B2». Показано, что при реализации «благоприятного» сценария эмиссии парниковых газов «B2» повышение уровня моря в районе Санкт-Петербурга на конец XXI в. составит 37 см. В случае, если реализуется «неблагоприятный» сценарий «A2», подъем уровня восточной части Финского залива составит 84 см [18]. Эти результаты полностью соответствуют аналогичным оценкам для указанных в табл. 2 сценариев.

Кроме того, приближенный экспертный прогноз роста уровня может быть дан на основе экстраполяции трендов. Как было показано выше, величина тренда с 1946 г. составляет Tr = 1,9 мм/год, причем с 1976 г. она несколько увеличилась и равна Tr = 2,3 мм/год. При условии стационарности современных климатических условий к концу столетия уровень в Кронштадте может вырасти примерно на 20 см по сравнению с его началом. Эта оценка нижнего предела роста уровня также вписывается в результаты для большинства сценариев, приведенных в табл. 2.

С точки зрения устойчивого развития территории мегаполиса Санкт-Петербург при принятии управленческих решений целесообразно учитывать, прежде всего, самый неблагоприятный сценарий роста морского уровня в Невской губе. Как следует из табл. 2, это сценарий A1FI, когда уровень в Кронштадте может повыситься до 1 м. А.А. Павловским и Г.В. Менжулиным составлена схема возможного затопления территории Санкт-Петербурга при среднем многолетнем подъеме уровня Финского залива на один метр (рис. 4) [8]. Было выявлено, что в целом площадь затопления составит 1362 гектаров: в Приморском районе это 816 га, в Кронштадском – 259, в Курортном – 223, в Петродворцовом – 64

Рис. 4. Схема возможного затопления территории Санкт-Петербурга при возможном повышении уровня моря к концу столетия на 1 м [8].

Cреда обитания

га. В зону затопления попадают прибрежные территории, имеющие высокое природное и историко-культурное значение. Практически полностью могут оказаться затопленными особо охраняемые природные территории (ООПТ) «Юнтоловский заказник» и «Западный Котлин» – места обитания редких видов растений, трасс перелета, гнездований и стоянок птиц [8].

В заключение отметим, что на фоне векового роста морского уровня чрезвычайно опасным становится рост наводнений в устье Невы. Так, если в начале XVIII-го века число наводнений составляло 5 за 10 лет, то в последние три десятилетия ХХ-го столетия равно почти 15 за 10 лет, т.е. увеличилось в три раза. Учитывая, что комплекс защитных сооружений вокруг города уже построен, то при прохождении «наводненческих» циклонов над Финским заливом ворота в створах будут на несколько часов опускаться и тем самым препятствовать возникновению наводнения в устье Невы. Однако при этом нагонная волна будет отражаться от дамбы и распространяться вдоль побережья залива. Расчет наводнения 15 октября 1955 г. (293 см) при условии закрытия ворот КЗС, выполненный К.А. Клеванным на основе гидродинамической модели морского уровня [2], показал, что нагонная волна распространяется главным образом по направлению Сестрорецк-Зеленогорск, где ее высота составляет 275–280 см. Вероятно, для особо экстремальных циклонов высота нагонной волны может быть еще выше. Однако, это предмет специального исследования.