CC BY
38
2008
Известия ТИНРО
Том 152
УДК 551.46(265.53)
И.Ф. Мороз
ТИНРО-центр, г. Владивосток [email protected]
ФОРМИРОВАНИЕ ТЕПЛОЗАПАСА И ОСОБЕННОСТИ ДИНАМИКИ ВОД ЭЛЕМЕНТОВ СТРУКТУРЫ БАРОКЛИННОГО СЛОЯ ОХОТСКОГО МОРЯ
На основе фактических данных рассматриваются особенности формирования теплозапаса и структура переноса в элементах термохалинной структуры бароклинного слоя — верхнего квазиизотермического (ВКС), холодного (ХПС) и теплого (ТПС) промежуточных слоев. Теплозапас рассчитывался послойно, границы слоев определялись в процессе анализа T.S-кривых. Показано, что приращение теплозапаса ВКС в основном происходит при контактном теплообмене с атмосферой. Влияние горизонтальной адвекции при формировании теплозапаса ВКС уверенно прослеживается только в северной части Курильской котловины, куда поступают через прол. Крузенштерна океанские воды. Океанские воды, поступающие в Охотское море через прол. Крузенштерна в слое 0-1000 м, формируют, в целом, теплозапас ХПС и ТПС. Послойный расчет теплозапаса позволил впервые рассмотреть характер переноса внутри генетически однородных слоев, что представляет интерес при изучении их происхождения и распространения. Поступление океанских вод во многом определяет и динамику характерных слоев. Наиболее определенно адвекция океанских вод в ВКС прослеживается в северной части моря, в ХПС и ТПС — повсеместно. Предполагается, что основной объем океанских вод поступает в северную часть моря, где в ХПС и ТПС сохраняется общий характер переноса — антициклонический. Распространение ХПС и ТПС, естественно, соответствует области распространения субарктической структуры. Для течений в слое 0-1000 м, в глубоководной части моря, характерна двухслойная кинематическая структура с антициклоническим переносом в ВКС и ХПС и циклоническим — в ТПС.
Moroz I.F. Heat content and features of water dynamics in baroclinic layers of the Okhotsk Sea // Izv. TINRO. — 2008. — Vol. 152. — P. 271-281.
Heat content and structure of water transport in baroclinic layers as the upper mixed layer, cold subsurface layer, and warm intermediate layer are considered for the Okhotsk Sea on the base of measurements. Boundaries of the layers are determined by T,S-curves analysis. Heat content of the mixed layer increases mainly by heat exchange with atmosphere; influence of horizontal advection is traced off the Kruzenshtern Strait only where the pacific water intrudes into the Sea. On the contrary, heat content of the subsurface and intermediate layers is formed under strong influence of oceanic water intruding through the Kruzenshtern Strait. Water transport within the layers of certain origin is considered for the first time that may be useful for analysis of their formation and spreading. The dynamics in all layers is determined by the ocean water intrusion: for the subsurface and intermediate layers — in the whole Sea, but for the upper mixed layer — in its northern part only. The main volume of oceanic water comes to the northern part of the Sea where anti-cyclonic circulation prevails in the subsurface and intermediate layers. However, a two-layer circulation is
observed in the southern deep-water part of the Sea, with anti-cyclonic transport in the upper mixed layer and subsurface layer, and cyclonic one — in the intermediate layer.
Введение
Своеобразие Охотского моря связано с существенными различиями гидрологических условий его северной мелководной и южной глубоководной частей, каждая из которых характеризуется своим океанологическим климатом, типом структуры вод и системой течений. В южной части моря доминирует субарктическая структура с немонотонным изменением по глубине температуры и монотонным солености, а в северной — шельфовая, с монотонным изменением и температуры, и солености. Если на гидрологию южной глубоководной части существенное влияние оказывает поступление вод из океана, то в северной мелководной присутствие этих вод выше свала глубин не прослеживается.
Известно, что океанские воды определяют термику и динамику промежуточных слоев Охотского моря (Баталин, 1959; Баталин, Васюкова, 1960; Леонов, 1960). Однако особенности их распространения в море не вполне ясны. Объясняется это, в частности, сложностями определения переноса в слоях переменной толщины, что исключает применение динамического метода. Тем не менее в общих чертах циркуляцию в промежуточных слоях можно оценить по распределению теплозапаса.
Теплозапас — важная гидрофизическая характеристика, отражающая не только взаимодействие между морем и атмосферой, но и энергетику слоев, составляющих структуру водной толщи. В большинстве работ, посвященных оценке теплозапаса Охотского моря, обычно рассматриваются формирование и пространственно-временная изменчивость теплозапаса поверхности моря (Баталин, Васюкова, 1960; Леонов, 1960). Исследованиями было установлено, что величина расхода тепла в Охотском море существенно, по оценке А.К. Леонова (1960) — на 60 %, превышает его приход. Дефицит тепла компенсируется его поступлением из Японского моря и Тихого океана. Наибольший вклад — 54 ккал/ см2год — вносят океанские воды, поступающие в море через проливы Курильской гряды и распространяющиеся в промежуточных и глубинных слоях. Влияние япономорс-ких вод ограничено сравнительно небольшим районом, примыкающим к прол. Лаперуза и северному побережью о. Хоккайдо (Баталин, 1959).
Если теплозапас поверхностного слоя определяется в основном процессом теплообмена с атмосферой, то теплозапас глубинных слоев — адвекцией. Расчет запаса тепла каждого элемента структур бароклинного слоя моря — верхнего квазиизотермического (ВКС), холодного и теплого промежуточных (ХПС, ТПС) — позволяет не только оценить их термическое состояние, но и судить о кинетике вод, поскольку величина теплозапаса аналогична динамической высоте (Булгаков, Полонский, 1982), следовательно, конфигурация изолиний этих характеристик должна быть одинаковой, а по густоте изолиний теплозапаса можно судить об интенсивности переноса. Аналогично определяется и направление переноса. Попытка решения этих задач — оценка теплозапаса и динамики вод характерных слоев вертикальной структуры бароклинного слоя моря — и является основной целью настоящей работы.
Материалы и методы
В качестве основы в работе использованы материалы съемки Охотского моря 2001 г., выполненной НИС "ТИНРО". Достоинство съемки — охват наблюдениями почти всей акватории моря, недостаток — значительная растянутость во времени (август—ноябрь), что существенно при оценке теплозапаса. Как известно, в тепловом балансе Охотского моря прослеживаются два периода, характеризующиеся большой (ноябрь—февраль) и малой (май—июль) пространствен-
ной изменчивостью теплового баланса поверхности (Меновщиков, Петин, 1998). Наиболее высокая изменчивость характерна для месяцев смены знака суммарного баланса — апреля и октября. Понятно, что эту особенность внутригодового изменения теплового баланса моря необходимо учитывать при обработке материалов таких долгих по времени экспедиций, как экспедиция НИС "ТИНРО", поэтому картирование результатов расчета теплозапаса выполнено отдельно для южной (данные за 17.08-4.09) и северной (данные за 11.09-18.10) частей моря. Объединение данных по северной и южной частям моря невозможно еще и из-за отсутствия наблюдений между 52 и 54° с.ш. Расчеты производились послойно для ВКС, ХПС и ТПС. Принципиальное значение имело (и вызывало наибольшую сложность) определение положения границ характерных слоев.
На трудности, возникающие при применении метода Т^-кривых, обращали внимание многие исследователи. В частности, А.Д. Добровольский (Булгаков, 1 975) еще в 1 947 г. на конкретных примерах показал сложность определения границ водных масс и неправомерность определения их первоначальных Т^-индексов по пересечению касательных к ветвям Т^-кривой. Позднее Н.П. Булгаков (1975) показал, что о границе между водными массами можно говорить лишь в случае совпадения положений разделов хотя бы двух характеристик водной массы. Это условие в структурах вод Охотского моря не выполняется, поэтому и в нашей работе речь идет об определении термических разделов (границ) между характерными слоями, а не водными массами.
Результаты и их обсуждение
Признак субарктической структуры — холодный и теплый промежуточные слои, разделенные поверхностями максимальных градиентов температуры. При определении положения термических разделов — границ характерных слоев — кроме величины градиентов температуры учитывались и особенности ее изменения по глубине. Анализ Т^-связей в области распространения субарктической структуры показал, что для верхней границы ХПС характерны достаточно высокие вертикальные градиенты температуры (и низкие — солености), а для верхней границы ТПС — напротив, низкие (и высокие — солености).
Проявление ХПС как элемента структуры начинается непосредственно ниже сезонного термоклина, и положение его верхней границы, как правило, связано с изменением (чаще уменьшением) градиента температуры. Нижняя граница ХПС также всегда связана с изменением (обычно уменьшением) градиента температуры, иногда достаточно резким, но чаще менее выраженным. Здесь же всегда увеличивается, и часто заметно, градиент солености (рис. 1). Такой подход к определению границ ХПС достаточно субъективен, но он позволяет надежно определить границы некой толщи, в пределах которой начинается и завершается формирование ХПС. Оценить величину ошибки в определении толщины ХПС невозможно, но ее присутствие не может принципиально повлиять на структуру поля теплозапаса.
Рис. 1. T,S-KpHB3H ст. 33: 46°30' с.ш. 148°20' в.д., глубина 3200 м, 25.08.2001 г.
Fig. 1. T,S-curve st. 33: 46°30' N. 148°20' E. Depth 3200 m. 25.08.2001
50м верх. гр-ца
ХПС тпс
200м нижн. гр-ца
100 м
32,2 32,4 32,6 32,8 33 33,2 33,4 33,6 33,8 34 34,2
S, %о
4
2
0
В глубоководной части моря, где все станции выполнялись только до 1000 м, строгое определение положения нижней границы ТПС было невозможным, поэтому здесь за нижнюю границу ТПС принималась глубина 1000 м, а в мелководных районах — придонный горизонт. Естественно, при этом толщина (и теплоза-пас) ТПС в глубоководной части моря занижалась. Однако расчеты показали, что теплозапас таких "усеченных" слоев всегда остается выше, чем в мелководных районах, где толщина слоев учитывается полностью. Следовательно, принципиальных изменений в пространственную структуру теплозапаса ТПС это не вносило, что важно для анализа внутрислойного переноса.
Что же касается ВКС, то его нижняя граница определялась на глубине, где вертикальный градиент температуры начинал превышать 0,02 °С/м. Заметим, что на некоторых станциях, в основном на севере моря, помимо верхнего изотермического слоя прослеживалось несколько подповерхностных слоев, разделенных градиентными (0,02-0,04 °С/ м) прослойками. Такие вторичные квазиизотермические слои при расчетах теплозапаса ВКС не учитывались. Теплозапас слоев рассчитывался по известной формуле (Булгаков, Полонский, 1982).
Формирование теплозапаса поверхностного слоя моря происходит преимущественно в результате обмена между атмосферой и морем. Основное значение в этом процессе принадлежит контактному теплообмену ^к), который зависит от разности температур поверхности моря (Т^ и прилегающего слоя воздуха (Та). Для расчета Qк используются различные эмпирические формулы, в том числе и примененная в данной работе предложенная В.С. Самойленко (1959):
Qк = В (^ - Та) ■ V кал/см2 сут, (1)
где V — скорость ветра на высоте 10 м над поверхностью моря, В — коэффициент теплообмена, размерность которого 5,2. При разности температур, равной нулю, сохраняется радиационный обмен, обусловленный, с одной стороны, потерей тепла, излучаемого морем, с другой — поглощением тепла, излучаемого атмосферой. Таким образом, контактный теплообмен пропорционален разности температур, зависит от ее знака и определяется значением коэффициента турбулентного теплообмена (В). Следовательно, величину (^ - Та) можно рассматривать как показатель условий развития контактного теплообмена: абсолютная величина разности свидетельствует об интенсивности, а знак — о направленности теплообмена. Анализ пространственно-временного распределения этого параметра позволяет судить о характере взаимодействия между морем и атмосферой в разных частях моря и в разное время года (Каганский, 1970).
Расчеты среднесуточных разностей температур воды и воздуха, а также скоростей ветра в приводном слое сделаны на основе судовых "срочных" наблюдений. Значительная меридиональная протяженность моря и продолжительность съемки (17.08-9.11.2001 г.) обусловливают существенные различия контактного теплообмена в южной и северной частях моря. Как известно, пик прогрева поверхностного слоя в большинстве районов Охотского моря отмечается в августе (Лучин, 1998). Наиболее заметно его запаздывание (до сентября) у Курильских островов и северо-западного побережья Камчатки. Рост и падение температуры происходят достаточно быстро, но особенно резко снижение поверхностной температуры происходит в северо-западной части моря, на североохотском шельфе и у северного Сахалина. Региональные особенности взаимодействия между морем и атмосферой хорошо видны на рис. 2.
В южной части моря, в районе глубоководной котловины, поверхностные температуры уже достигли своего сезонного максимума, но в прибрежных районах восточного Сахалина, у южных и средних Курильских островов прогрев, судя по разности температур, еще продолжается (рис. 2, а). В северной же части моря отрицательная разность температур сохраняется только в некоторых прибрежных районах и районах подъема вод, например у банки Кашеварова и Ямс-
ких островов (рис. 2, б). Результаты расчета контактного теплообмена представлены на рис. 3.
6СТ
58'
56-
54-
14С
145 5С
Рис. 2. Разность температур вода—воздух в северной (а) и южной (б) частях Охотского моря
Fig. 2. Difference of the temperatures water — air at the north (a) and south (б) part of the Okhotsk Sea
48
46
44
15С
155
16С
14С
145
15С
155
Рис. 3. Контактный теплообмен (QK) в северной (а) и южной (б) частях Охотского моря. Положительные величины QK — районы аккумуляции, отрицательные — собственного излучения тепла с поверхности моря, кал / см2 сут
F ig. 3. Contact heat exchange (Qk) at the north (a) аnd south (б) parts of the Okhotsk Sea. Positive magnitudes Qk — areas of the accumulation and negative — proper radiation of the heat, cal/sm2 day
5С
48
46
44
14С
148
15С
152
154
142 144 146
Основные региональные особенности контактного теплообмена в целом соответствуют структуре поля разностей температур воды и воздуха. На юге моря для большей части глубоководной котловины, южных и средних Курильских островов процесс теплообмена характеризуется преобладанием аккумуляции тепла. Прогретые мелководные участки заливов Анива и Терпения, напротив, характеризуются относительно небольшим по величине, обычно не больше 10 кал/ см2 сут, собственным излучением (рис. 2, а). Существенно более интенсивное излучение — до 30 кал/ см2 сут — наблюдается в северной части Курильской котловины. Формирование этой области связано со стационированием здесь крупного антициклонического вихря хорошо прогретых поверхностных вод. В целом в этой части моря процессы теплообмена море—атмосфера в августе еще достаточно интенсивны. Существенно иная ситуация складывается в конце сентября — начале октября в северной части моря.
Анализ развития теплообмена в северной части моря свидетельствует о начавшемся осеннем выхолаживании. В это время в северо-западной части моря и на некоторых участках северного шельфа сохраняется радиационный обмен, обусловленный балансом тепла, излучаемого поверхностью моря, и тепла, поглощаемого из атмосферы (рис. 3, б). В районах подъема глубинных вод — у банки Кашеварова, в тауйском и ямском районах — продолжается аккумуляция тепла из атмосферы на уровне 20 кал/ см2 сут. Обширная область интенсивного собственного излучения моря — до 150-200 кал/ см2 сут, — отражающая особенности структуры поверхностного поля течений, расположена в районе северо-западной Камчатки. Существование этой области связано с концентрацией теплых поверхностных вод в поле крупного антициклонического вихря. Контактный теплообмен — показатель характера взаимодействия поверхности моря и прилегающего слоя воздуха. Однако судить о теплозапасе ВКС только по этому параметру нельзя, так как поступающее тепло в приповерхностном слое моря очень быстро поглощается. Так, по данным С.Г. Богуславского, слой толщиной 1 см поглощает 20 % радиации, 5-сантиметровый — 40, 10-сантиметровый — 50 и, наконец, 1-метровый — 60 % (Шумилов, 1973). Анализ материалов наблюдений показывает, что прямой зависимости между температурой воды на поверхности, толщиной и запасом тепла в ВКС нет. Наиболее высокое содержание тепла в ВКС, как правило, наблюдается в районах, где происходит накопление тепла, т.е. при ^ < Та. Минимальным толщинам ВКС всегда сопутствуют максимальные температуры на поверхности. Отсутствие прямой зависимости связано с тем, что внешние факторы, определяющие термодинамику ВКС, действуют на его поверхности. Это радиационные потоки, составляющие теплового баланса, связанные с фазовыми переходами состояния воды (испарение—конденсация), турбулентность, ветровое перемешивание, влияние которого не так однозначно, как кажется.
Зависимость толщины ВКС от скорости ветра различна на разных стадиях формирования и разрушения сезонного термоклина. Во время развития термоклина увеличение скорости ветра не всегда и не сразу приводит к разрушению его верхней границы и утолщению ВКС. Напротив, осенью, во время начинающегося выхолаживания, эта зависимость становится более очевидной (рис. 4). В конечном счете пространственная неравномерность действия внешних факторов и определяет все региональные различия теплосодержания ВКС (рис. 5).
5 20 а I г
5 0 н-1-1
о 0 5 10
Скорость ветра, м/с
5 40
со 20
га
I 0
ц о
' -I-1-1
0 10 20 Скорость ветра, м/с
Рис. 4. Связь толщины ВКС и скорости ветра в южной части Охотского моря в августе (а) и в северной в октябре (б)
Fig. 4. Dependence of thickness of the upper Quasi-Isothermal Layer from of the speed of wind at the south part of the Okhotsk Sea at August (a) and north part at October (б)
В целом распределение теплозапаса в ВКС соответствует характеру контактного теплообмена (см. рис. 4). Экстремальные величины теплозапаса ВКС наблюдаются в районах активного теплообмена с атмосферой. Например, аккумуляция тепла на уровне 50 кал/ см2 сут) происходит в присваловой части зал. Терпения, что приводит к сравнительно высокому уровню теплозапаса в ВКС — до 18 ккал/см2. Напротив, энергичное собственное излучение около
50 кал/см2 сут) в северной части Курильской котловины уменьшает теплозапас ВКС до 7 ккал/см2. Другая область интенсивного излучения расположена вблизи побережья северо-западной Камчатки, но здесь теплозапас ВКС еще достаточно высокий — около 30 ккал/см2 (см. рис. 5, б). В то же время интенсивное поступление тепла в районе проливов Буссоль—Четвертый Курильский не ниже 50 кал/см2 сут) не показатель высокого теп-лозапаса ВКС: он здесь самый низкий во всей южной части моря — от 3 до 7 ккал/см2 (рис. 5, а). Связано это с небольшой толщиной ВКС в этом районе — обычно меньше 10 м.
Рис. 5. Теплозапас ВКС в северной (а) и южной (б) частях Охотского моря, ккал/см2
Fig. 5. Heat capacity of the Upper Quasi-Isothermal Layer at the north (a) and south (б) parts of the Okhotsk Sea, kilocal/sm2
Судя по конфигурации изолиний теплозапаса, поверхностная циркуляция в южной части моря носит преимущественно антициклонический характер. Структура поля течений определяется рядом антициклонических образований. Наиболее четко антициклоническое движение вод выражено в зал. Терпения и у западного побережья Итурупа. Здесь антициклонический характер движения, судя по литературным сведениям (Wakatsuchi, Martin, 1991), в течение теплого периода года имеет постоянный характер. В северной части Курильской котловины, примерно вдоль 46-48° с.ш., четко прослеживается хорошо структурированный западный перенос вод с самым высоким для этой части моря теплозапасом — до 19 ккал/см2 (рис. 5, а). Величины теплозапаса, конфигурация изолиний позволяют считать эти воды океанскими, входящими в море через один из северных проливов Курильской гряды — Крузенштерна, Креницына или Четвертый (Yasuoka, 1967; Жабин, Гладышев, 1998). Поток этих вод хорошо прослеживается и в северной части моря (рис. 5, б). Здесь он распространяется в северо-восточном направлении между 148 и 150° в.д. вплоть до 57-58° с.ш., где образует крупный антициклонический меандр и резко поворачивает на юг. Как и в южной части моря, структура поля течений на севере характеризуется завихренностью, обусловленной присутствием вихревых образований разного знака. Характеризуя роль течений в формировании теплозапаса ВКС, можно констатировать, что в основном она проявляется в перераспределении тепла. Наиболее определенно это прослеживается в районах распространения океанских вод.
Вопрос об адвекции тепла течениями очень сложен и применительно к Охотскому морю проработан явно недостаточно. Это в полной мере относится к роли адвекции в формировании теплозапаса промежуточных слоев. Перенос тепла течениями — основной или, по крайней мере, наиболее важный фактор, опре-
деляющий термику промежуточных слоев: не исключено, что горизонтальная адвекция тепла и теплообмен через нижнюю границу ВКС — величины одного порядка (Беляев, Шапкина, 1967). Что же касается Охотского моря, то своеобразие гидрологических условий летом — высокая устойчивость ВКС, резко выраженный сезонный термоклин — должно существенно затруднять передачу тепла через нижнюю границу ВКС вниз в ХПС. Так, по оценке Г.Н. Иванова-Франкевича (Мо-рошкин, 1966), к нижней границе ВКС всегда приурочен первый максимум устойчивости величиной от 2 до 8 тыс. ед. (Е108). Наконец, на доминирующую роль адвекции указывает и конфигурациия изолиний теплозапаса ХПС (рис. 6).
Рис. 6. Теплозапас ХПС в северной (а) и южной (б) частях Охотского моря, ккал/см2 Fig. 6. Heat capacity of the Cold Intermediate Layer at the north (a) and south (б) parts of the Okhotsk Sea, kilocal/sm2
В августе в южной части моря наиболее высокий теплозапас ХПС (более 20 ккал/ см2) в северной части Курильской котловины. Здесь находится сравнительно крупный (диаметр порядка 100-150 км) квазистационарный вихрь. Этот вихрь всегда наблюдается только в весенне-летний период, но положение его может изменяться (Wakatsuchi, Martin, 1991). Самый низкий теплозапас — 2 ккал/ см2 — в присваловой части зал. Терпения. В южной части моря определенно преобладает антициклонический характер переноса (рис. 6, а). Такой перенос соответствует многолетнему характеру распределения температуры в ядре ХПС (Yasuoka, 1967).
В октябре в северной части моря распределение тепла в ХПС характеризуется четко выраженной зональностью. Общий диапазон изменения теплозапаса — от 2 до 10-12 ккал/ см2. Отклонения от зональности явно связаны с особенностями переноса вод. Это происходит в приустьевом районе зал. Шелихова, где воды с запасом тепла выше 2 ккал/см2 имеют самое северное (почти до 59° с.ш.) распространение (рис. 6, б). Следует отметить, что эти воды не распространяются выше кромки шельфа: изобата 200 м в этом районе поднимается почти до 59° с.ш.
Как и в южной части моря, здесь доминирует хорошо структурированный антициклонический перенос. Северная граница переноса четко очерчивает область распространения ХПС вне шельфовой зоны. Этот вывод противоречит мнению о присутствии ХПС на североохотском шельфе (Петров, 1989), основанному на отнесении к ХПС холодных придонных вод шельфа как одного из факторов формирования ХПС. Такой подход представляется не вполне обоснованным. Холодный промежуточный слой — элемент субарктической структуры, отличающейся немонотонным изменением температуры по глубине, а холодный придонный слой — элемент шельфовой структуры с монотонным изменением темпера-
туры. В данном случае речь идет не об участии придонных вод шельфа Охотского моря в формировании термохалинного "облика" ХПС, а только о распространении этого элемента субарктической структуры. Конечно, распространение ХПС принципиально не может отличаться от распространения ТПС — другого знакового элемента этой же структуры (рис. 7).
ate Layer at the north (a) and south (6) parts of the Okhotsk Sea, kilocal/sm2
145 1 50 155
Распределение теплозапаса в ТПС в южной части моря имеет некоторые особенности. К ним надо отнести не только достаточно большой для глубин ТПС диапазон изменения теплозапаса — от 60 до 140 ккал/ см2, но и приуроченность наиболее высоких — до 140 ккал/ см2 — к северной части Курильской котловины и наиболее низких — 100-90 ккал/ см2 — к ее южной части. Повышенные и пониженные величины теплозапаса связаны в основном с изменениями температуры и толщины ТПС. Средняя температура слоя в этой части моря изменялась в диапазоне 1,6-2,0 °С, а толщина — от 400 до 800 м. Эти изменения и определяют заметные пространственные колебания теплозапаса ТПС.
В целом в южной части моря преобладает циклонический характер переноса, структура которого достаточно определенно указывает на поступление в море вод из океана через проливы северных Курильских островов (рис. 7, а). Здесь же наблюдаются и наиболее высокие величины теплозапаса — 120-130 ккал/ см2. Северная часть моря по теплозапасу и особенностям его распределения заметно отличается от южной (рис. 7, б).
Прежде всего стоит отметить быстрое уменьшение теплозапаса вверх по континентальному склону с 60-50 ккал/см2 на 55° с.ш. практически до нуля, т.е. до отсутствия признаков ТПС, уже на 57-58° с.ш. Крайнее северное положение — 58-59° с.ш. — ТПС, как и ХПС, занимает в приустьевом районе зал. Шелихова. Самое высокое теплосодержание, сравнимое с тем, что на юге моря — до 110-120 ккал/ см2, отмечается на южной периферии этой части района. В целом структура поля теплозапаса ТПС, по существу, подобна структуре поля ХПС, что позволяет говорить об одном и том же факторе, их формирующем, — конкретной системе течений. В северной части моря характер переноса вод ТПС остается, как и в ХПС, антициклоническим, с максимальными скоростями в верхней части материкового склона (рис. 7, б).
Сведений о теплообмене ТПС с выше- и нижележащими слоями, его влиянии на теплозапас ТПС в Охотском море в литературе нет. Некоторое общее представление о характере процесса внутриводного теплообмена дают результаты исследований распространения атлантических вод в арктическом бассейне (Панов, Шпай-хер, 1963). В частности, было установлено, что внутриводный теплообмен атлантических вод с арктическими во многом зависит от величины вертикальных гради-
ентов температуры на верхней и нижней границах этих вод. Большие градиенты на верхней границе обусловливают интенсивный обмен с вышележащими арктическими водами и соответственно более высокие по сравнению с нижней границей потери тепла. Этот вывод можно применить и для оценки теплообмена ТПС в Охотском море, где изменение температуры с глубиной имеет, как и в Арктике, немонотонный характер. В районах с глубинами до 1000 м нижней границей ТПС является дно, теплообмен через которое ничтожно мал (Шумилов, 1973). В глубоководных районах моря внутриводный теплообмен через нижнюю и особенно верхнюю границу ТПС, безусловно, влияет на теплозапас обоих слоев, но вряд ли это сопоставимо с вкладом адвективной составляющей. Определяющая роль течений хорошо прослеживается по структуре переноса в ХПС и ТПС, по изменению теп-лозапаса при изменении структуры поля течений. Так, например, наиболее низкие величины теплозапаса в южной части моря наблюдаются в районах с явно выраженным циклоническим характером переноса.
Анализ карт распределения тепла в промежуточных слоях определенно указывает на один основной источник поступления океанских вод — прол. Крузенштерна (рис. 8). Впервые на особую роль этого пролива в водообмене между Охотским морем и океаном и, следовательно, в гидрологии моря обратили внимание А.Д. Добровольский и В.В. Тимонов (1952). Более поздние исследования подтвердили это предположение.
45°45 146°17
48°20 151°15
Рис. 8. Структура течений в Охотском море на разрезе перед проливами Буссоль — Крузенштерна (август 2001 г.). Штриховкой показаны течения из чертежа
Fig. 8. Kinematic structure of the flows in the Okhotsk Sea before of the Kruzenshtern and Bussol straits (August, 2001). Flows from draft is shaded
Структура течений в плоскости разреза свидетельствует о мощном затоке вод океана в море во всем верхнем 1000-метровом слое. По-видимому, именно эти воды и распространяются в море на глубинах, соответствующих положению холодного и теплого промежуточных слоев. Данное предположение согласуется с результатами недавних исследований структуры вод в прол. Крузенштерна (Жабин, Гладышев, 1 998). В кинематической структуре течений на разрезе явно прослеживается некоторая асимметрия, связанная со смещением наиболее развитой ветви входящего в море потока к северу. Вероятно следствием этого является прослеживаемая в ВКС, ХПС и ТПС более мощная по сравнению с южной северная интрузия вод океанского происхождения (см. рис. 5-7). По-видимому, этим же обстоятельством можно объяснить однородную вертикальную структуру переноса в ХПС и ТПС в северной части моря и двухслойную — в южной. Это соответствует результатам исследования кинематической структуры геострофических течений (Мороз, 2006), согласно которым в верхнем 1000-метровом слое глубоководной части Охотского моря устойчиво доминирует двухслойная структура переноса.
Заключение
Проведенный анализ показал, что основным фактором, определяющим теп-лозапас ВКС, является контактный теплообмен с атмосферой. Влияние адвекции как приращение теплозапаса прослеживается только в районах, прилегающих к
0
200
400
600
800
питающим проливам Курильской гряды. Во всех других районах моря адвекция проявляется как фактор, определяющий перераспределение тепла в ВКС Формирование теплозапаса промежуточных слоев происходит в процессе распространения в море океанских вод, поступающих через Курильские проливы, в основном через прол. Крузенштерна. Вызывает интерес то обстоятельство, что океанские воды, проходящие через этот пролив структурно единым потоком, в дальнейшем разделяются на два слоя (XПC и TOC), каждый из которых имеет собственную схему распространения в море. В результате в южной части моря складывается двухслойная кинематическая структура течений — антициклоническая в ВК и XПC и циклоническая — в TOC. Возможно, именно такой характер (независимый) переноса вод в этих слоях наблюдается и в области распространения этой модификации субарктической структуры и в северо-западной части ^хого океана.
Спи^к литepaтypы
Баталии A.M. Tепловой баланс дальневосточных морей // Изв. АН CCCP. — 19Б9. — № 7. — C. 1003-1010.
Баталии A.M., Bacюкoвa Н.Г. Опыт расчета теплового баланса Охотского моря // Tp. океанограф. комис. АН CCCP. — 1960. — T. 7. — C. З7-Б1.
Бeляeв B.^, Шапкииа B^. Об особенностях теплового режима поверхностного слоя Атлантического океана // Гидрофизические и гидрохимические исследования в Атлантическом океане и Черном море. — Киев: Наук. думка, 1967. — C. 3-23.
Булга^в Н.П. Конвективное перемешивание в водах различной термохалинной структуры // Конвекция в океане. — M.: Наука, 197Б. — C. 108-17Б.
Булгамв Н.П., Пoлoиcкиñ A^. Влияние синоптических вихрей на распределение теплозапаса в Capгaссовом море // Океанол. — 1982. — T. 22, вып. 2. — C. 170-173.
Дoбpoвoльcкиñ A^., Tимoиoв B.B. Отчет о работах гидрологического оряда // Отчет комплексной океанографической экспедиции на э/с "Витязь". T. 1: Paботы в Охотском море в 1949 г. — M.: АН CCCP, 19Б2. — C. 24-ББ.
Жабии И^., Глaдышeв C.B. Изменчивость термохалинной структуры вод в проливе Крузенштерна // Mетеоpол. и гидрол. — 1998. — № 1. — C. 63-73.
Kam^^ñ A.C. Пространственно-временные характеристики разности температуры воды и воздуха в северной части ^хого океана // Tp. НИИ аэроклиматологии. — 1970. — Вып. 60. — C. З-2Б.
Лeoиoв A.K. Охотское море // Pегионaльнaя океанография. — Л.: raMffi, 1960. — C. 186-290.
Лучии B.A. Tемпеpaтуpa воды // Гидрометеорология и гидрология морей. T. 9: Охотское море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. — CTO.: Гидрометеоиздат, 1998. — C. 99-113.
Meиoвщикoв B.A., ^тии О.Г. Tепловой баланс поверхности моря // Гидрометеорология и гидрология морей. T. 9: Охотское море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. — CTO.: Гидрометеоиздат, 1998. — C. 76-91.
Mopo3 И.Ф. Вертикальная структура геострофических течений Охотского моря // Изв. таГОО. — 2006. — T. 14Б. — C. 289-303.
Mopoшкии K.B. Водные массы Охотского моря. — M.: Наука, 1966. — 68 с.
Па^в B.B., Шпañxep A.O. Влияние атлантических вод на некоторые черты гидрологического режима Арктического бассейна и сопредельных морей // Океанол. — 1963. — T. 3, вып. 4. — C. Б79-Б90.
Пeтpoв A.T. Некоторые особенности распространения холодного промежуточного слоя в Охотском море // Tp. ДВНИИ. — 1989. — Вып. 39. — C. 141-147.
Caмoñлeикo B.C. Tеплообмен между морем и атмосферой // Формирование теплового режима морей. — M.: Гидрометиздат, 19Б9. — C. 41-77.
Шyмилoв A.B. Tеpмические и динамические процессы на границе океан—атмосфера // Процессы обмена на границе океан—атмосфера. — M.: M^, 1973. — C. 6-7Б.
Wakatsuchi M., Martin S. Water circulation in Kuril Basin of the Okhotsk Sea and its Relation to Eddy Formation // J. Oceanogr. Soc. Jap. — 1991. — Vol. 47. — P. 1Б2-168.
Yasuoka T. Hydrography in the Okhotsk Sea — (1) // The Oceanographical Magazine. — 1967. — Vol. 19, № 1. — P. 61-72.
