CC BY
55
2002
Известия Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра
Том 130
Г.В.Хен
ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОХОТСКОГО МОРЯ В КОНЦЕ 90-Х ГГ. ПО ДАННЫМ ДВУХ ВЕРТИКАЛЬНЫХ РАЗРЕЗОВ
Охотское море довольно свободно сообщается с Тихим океаном через многочисленные проливы Курильской гряды. Это накладывает отпечаток на формирование его гидрологического режима, в особенности южного глубоководного бассейна, находящегося под прямым воздействием тихоокеанских вод. Вопрос водообмена между Тихим океаном и Охотским морем стал предметом пристального внимания многих исследователей ^упранович, 1970; Kawasaki, Kono, 1994; Riser, 1996). Однако до сих пор проблема такого водообмена остается не решенной.
В 1997 г. ТИНРО-центр приступил к выполнению трансохотоморско-го разреза от о^ахалин до п-ова Камчатка с целью оценки межгодовой изменчивости транспортируемого через него водного потока. C некоторым приближением таким образом можно оценить интенсивность водообмена с Тихим океаном, имеющую важное прикладное экологическое значение. До 2000 г. разрез выполнялся в марте-апреле и ограничивался с запада ледовыми полями, выходящими в открытое море до 148-150° в.д.
В 2000 г. разрез выполнялся полностью в период летне-осенней комплексной пелагической съемки. Дополнительно был произведен океанологический разрез по 54o с.ш. (рис. 1). C целью детализации процессов на северо-восточном континентальном склоне о^ахалин, вдоль которого происходит интенсивное скатывание плотных шельфовых вод, гидрологические станции здесь производились по изобатам 100-200-500-1000 м. Наблюдения на обоих разрезах проводились до горизонта 1000 м.
138 140 142 144 146 148 150 152 154 156 158 160
60
58
Рис. 1. Положение 54 стандартных гидрологических станций в Охотском 5 море
Fig. 1. Position of stan-5 dard hydrological stations in the Sea of Okhotsk
48 46
138 140 142 144 146 148 150 152 154 156 158 160
52
Наши разрезы в общем соответствуют вековым разрезам, выполненным ДВНИГМИ в 50-70-е гг. (Перегудин, 1976). Небольшое смещение на север трансохотоморского разреза диктовалось необходимостью удаления от сильного приливного влияния, свойственного прикурильско-му региону.
В период выполнения трансохотоморского разреза в начале второй декады октября 2000 г. гидрологические условия еще были летними с четко выраженным теплым поверхностным слоем толщиной 20-30 м и температурой от 7,5 на западе до 9 °С на востоке. Наибольшие значения температуры (9,5-10,5 оС) наблюдались в средней части разреза. Соленость изменялась от 31,5 вблизи о.Сахалин до 32,5 епс у побережья Камчатки. У нижней границы сезонного пикноклина, что на глубине 4050 м, температура воды резко понижалась до отрицательных величин на западном и центральном участках разреза (рис. 2). На восточном участке, благодаря отепляющему влиянию тихоокеанских вод, в холодном промежуточном слое температура была положительной. В стрежне теплого Западно-Камчатского течения между 151 и 153о в.д. холодный промежуточный слой (ХПС) был сильно размыт и температура воды составила 0,5 оС и выше. К западу залегали остаточные зимние воды с температурой минус 0,5; минус 1,0 оС, транспортируемые с севера Охотского моря холодными течениями, в частности Восточно-Сахалинским. Восточнее стрежня Западно-Камчатского течения зимние воды сильно размылись, но сохранялись в виде ХПС с температурой в ядре 0-0,5 оС.
Рис. 2. Распределение температуры, солености, плотности и скоростей течения на трансохотоморском разрезе в октябре 2000 г. Заштрихованы течения на север
Fig. 2. Temperature, salinity, density and current speed distribution on Transokhotsk section in October, 2000. The northward current are shaded
53
Нижняя граница ХПС, определяемая по температуре 1 0С, менялась от 200 м на востоке до 250-300 м на западе, что связано с масштабным опусканием зимних вод вдоль восточного побережья о.Сахалин (Верху-нов, 1997). Этому опусканию способствуют и вихревые образования антициклонического характера, сопутствующие холодным течениям. Так, в центре круговорота на широте 147о в.д. образовался прогиб изотерм и изохалин на 100-150 м.
Из-за вихрей трудно выделить основные течения на профиле скоростей. Даже Западно-Камчатское течение между 150 и 154о в.д. представлено несколькими потоками, разделенными противотечениями. Количество и структура вихрей непостоянны и год от года сильно меняются, но генеральное направление Западно-Камчатского течения на север сохраняется. Глубинное ядро Западно-Камчатского течения с температурой более 2,4 оС, указывающее на поступление тихоокеанских вод, было прижато к запад-нокамчатскому континентальному склону и расположено на глубинах 750950 м. В стрежне потока температура составила 2,50-2,52 оС.
Общий наклон изопикн в промежуточном слое с запада на восток указывает на генеральное направление движения в этой толще воды на север, тогда как глубинные процессы (ниже 800 м) - обратные.
На разрезе вдоль 54о с.ш., выполненном в сентябре 2000 г. (рис. 3), океанологические условия в целом были аналогичными. Некоторые отличия частного характера были связаны как с более северным положением разреза, так с и вихревой неоднородностью поля течения.
Толщина однородного верхнего слоя менялась от минимальной (5 м) на западе, в связи с сильным распреснением водами Амурского лимана, до 20 м - на востоке. Нижняя граница термоклина соответственно залегала на глубинах от 20 до 30 м. Влияние пресного стока распространялось до 147о в.д., т.е. на расстояние 180 миль к востоку от побережья о.Сахалин. Холодные воды зимней конвекции с отрицательными значениями температуры залегали до глубин 120 м на западе и до 100 м на восточном участке разреза. На западном участке в результате постоянного выноса холодных вод из северо-западного шельфа наблюдались самые низкие значения температуры воды с отдельными ядрами до минус 1 °С. На восточном участке разреза температура была от 0 до минус 0,5 °С.
По резкому изгибу изотермы 1 °С и изохалины 33,4 епс у восточ-носахалинского свала глубин можно проследить сползание плотных шель-фовых вод зимней формации, достигших к сентябрю глубины 500 м. Небольшое ядро пониженной температуры на глубинах 400-500 м у западнокамчатского склона образовано плотными шельфовыми водами, опустившимися по возвышенности Лебедя.
Интенсивное взаимодействие различных по происхождению вод (распресненных Амурского лимана, подповерхностных охотоморских, промежуточных охотоморских и плотных шельфовых) на узком шельфе северо-восточного Сахалина создает сложную динамическую структуру с вихрями и разнонаправленными вертикальными потоками. На краю континентального шельфа изопикны образовали куполообразную форму, свидетельствующую о возможном апвеллинге в верхнем 200-метровом слое. Ниже, как было отмечено, наоборот, наблюдался процесс опускания холодных вод.
Плотностная неоднородность над шельфом и континентальным склоном создает условия для возникновения разнонаправленных течений. На фоне общего южного потока, ассоциируемого с Восточно-Сахалинским течением, на краю континентального шельфа хорошо выражен се-
верный поток с геострофическими скоростями до 25 см/с на поверхности. С глубиной скорости резко уменьшаются, а ниже 200 м течение имеет обратное направление. Наибольшие скорости (8-10 см/с) Восточно-Сахалинского течения были на глубине 200-400 м вокруг скатившихся по континентальному склону плотных шельфовых вод. На других участках разреза скорости южных течений не превышали 4 см/с.
Рис. 3. Распределение температуры, солености, плотности и скоростей течения на разрезе 54о с.ш. в сентябре 2000 г. Заштрихованы течения на север
Fig. 3. Temperature, salinity, density and current speed distribution on the section 54o N in September, 2000. The northward current are shaded
В середине разреза заметно Восточно-Сахалинское противотечение со скоростями 4-6 см/с, а на востоке Западно-Камчатское течение, разделенное, как и на южном разрезе, на отдельные рукава. На этом участке моря скорость Западно-Камчатского течения не превышала 4 см/с.
Верхняя граница промежуточной охотоморской водной массы с температурой более 1 °С и соленостью более 33,3 епс была расположена на глубине 200 м. Только на месте сползания шельфовых вод у восточно-сахалинского склона она была заглублена до 400 м. За нижнюю границу промежуточных вод К.В.Морошкин (1966) принял глубины 600-700 м. Однако на практике определить ее сложно из-за отсутствия четко выраженных гидрофизических или гидрохимических критериев. Поэтому В.А.Лучин с соавторами (1998) не выделяли промежуточную охотомор-скую водную массу, а следующую после ХПС по вертикали водную массу классифицировали как глубинную.
Ядро глубинных вод с максимальной температурой 2,45-2,48 °С располагалось на глубине 800-900 м, на 100-150 м ниже климатических
55
данных (Лучин и др., 1998), что определило аномально высокую (на 0,20,4 епс) в нем соленость летом 2000 г. Ее значения 34,2-34,3 епс соответствуют солености глубинных вод у Курильских островов (Лучин и др., 1998), что может быть свидетельством слабой трансформации глубинных вод, по крайней мере, в пределах восточной части глубоководной котловины, вдоль основного пути их движения.
Наклоны изопикнических поверхностей свидетельствуют о преимущественном северном потоке в промежуточном слое и южном - ниже 800 м, т.е. просматривается сходство с трансохотоморским разрезом. Это значит, что в промежуточном слое Охотского моря в целом преобладают воды тихоокеанского происхождения, сильно трансформированные при смешении с охотоморскими водами осенне-зимней плотностной конвекции.
Преобладание теплых тихоокеанских вод в промежуточном слое -необходимое условие компенсации отрицательного теплового баланса в поверхностном слое моря (Баталин, Васюкова, 1960). Очевидно, что объем и характеристика вод, поступающих с юга, год от года меняются.
Рис. 4 достаточно наглядно демонстрирует неуклонное понижение температуры в верхнем 200-метровом слое с 1995 по 2001 г., т.е. процесс похолодания моря продолжается. Ход температуры воды в верхнем слое хорошо коррелирует с ходом общей зимней ледовитости моря, оба параметра тесно связаны с интенсивностью теплообмена с атмосферой.
Рис. 4. Изменения средней температуры воды в верхнем слое 0-200 м на трансохотоморском разрезе между 150 и 154о в.д. в марте-апреле (/) и общей зимней ледовитости Охотского моря(2)
Fig. 4. Variations of mean temperature in layer 0200 m on Transokhotsk section between 150 and 154o E in March-April (1) and winter ice cover in the Sea of Okhotsk (2)
С другой стороны, средняя температура воды в слое 500-1000 м за этот период в целом повысилась (см. таблицу), т.е. компенсация потери тепла за счет промежуточных вод очевидна. В результате, несмотря на интенсивный процесс похолодания в верхнем слое моря, средняя температура всей толщи воды от поверхности до 1000 м изменялась мало.
Повышение температуры воды в промежуточном слое связано с усилением притока тихоокеанских вод, о чем косвенно свидетельствуют
56
Температура — - - Ледовитость
Средняя температура воды по слоям на трансохотоморском разрезе между 150 и 154о в.д. в марте-апреле, оС Mean temperature in different layers on Transokhotsk section between
150 and 154o E in March-April, оС
Слой, м 1995 1997 1999 2000 2001
0-200 0,59 0,00 -0,03 -0,28 -0,50
200-500 1,46 1,40 1,61 1,37 1,73
500-1000 2,33 2,32 2,45 2,33 2,39
0-1000 1,72 1,58 1,66 1,52 1,62
увеличение расхода Западно-Камчатского течения с 1,4 Св в 1995 г. до 5,0 Св к 1999 г. и постепенное повышение солености в слое 500-1000 м (рис. 5). Даже в слое 200-500 м заметно общее потепление в последние годы (см. таблицу).
Рис. 5. Изменение средней солености в слое 5001000 м на трансохотоморс-ком разрезе между 150 и 154° в.д. (/) и расхода воды Западно-Камчатского течения в марте-апреле (2)
Fig. 5. Variations of mean salinity in layer 5001000 m on Transokhotsk section between 150 and 154o E (1) and transport volume of the West Kamchatka current in March-April (2)
Высокая интенсивность Западно-Камчатского течения сохраняется на протяжении трех последних лет. В 2000 г. даже в октябре расход воды составил 5 Св, что находится на уровне зимней величины, т.е. сезонного изменения в этом году не произошло. Данный случай, скорее всего, частный, расчеты А.С.Перегудина (1976) показывают общее, относительно летнего расхода, осеннее усиление в 1,5-2,0 раза. Причем летом объем северного потока был больше, чем южного, а осенью, наоборот, наблюдалось преобладание южного переноса. К сожалению, мы не располагаем повторными наблюдениями по сезонам в один год, поэтому трудно представить реальный масштаб сезонных изменений.
Общий объем переноса через трансохотоморский разрез в северном направлении в октябре 2000 г. составил 9,6 Св, обратный поток -8,4 Св, т.е. еще сохранялись летние соотношения. Цифры довольно большие и сравнимы с расходом Камчатского течения в слое 0-1000 м в годы его максимального развития (10 Св). Учитывая полузамкнутость и пространственную ограниченность Охотского моря, вряд ли стоит ожидать дальнейшего усиления макромасштабной циркуляции. Видимо, нынешний уровень является максимально возможным и в дальнейшем следует ожидать сохранения или ослабления течений.
При существующем объеме водного переноса период полного расчетного оборота воды к северу от трансохотоморского разреза рассчитывается по формуле:
T = Q/V,
где T - период полного оборота, Q - объем воды Охотского моря севернее трансохотоморского разреза, равный 3,4*104 км3, V - годовой расход воды при скорости 9 Св, равный 2,8*104 км3, - и составляет 1,2 года. Близкое значение (1,4 года) получено по данным расхода воды на разрезе 54о с.ш. для северной мелководной части Охотского моря. В годы ослабленной циркуляционной системы, как, например, 1995 г., полный оборот мог составить 4-5 лет. Такое различие в обороте воды должно иметь важное экологическое значение, в особенности для низших трофических уровней.
Из вышеизложенного можно сделать следующие выводы.
57
Соленость — - - Расход воды
В западной части Охотского моря, в связи с выносом холодных шельфовых вод Восточно-Сахалинским течением, температура воды в ХПС заметно ниже, чем в восточной части. На восточном склоне на глубине 800-1000 м залегает ядро глубинной водной массы из Тихого океана.
Общий наклон изопикн в промежуточных глубинах с запада на восток указывает на генеральное направление движения водных масс в этом слое на север, тогда как глубинные процессы (ниже 800 м) обратные.
Похолодание в конце 90-х гг. коснулось только верхнего 200-метрового слоя моря. В промежуточных слоях (500-1000 м) наблюдался обратный процесс, сопровождаемый постепенным повышением солености и увеличением расхода Западно-Камчатского течения с 1,4 Св в 1995 до 5,0 Св в 1999-2001 гг.
Расход воды через трансохотоморский разрез в октябре 2000 г. составил 9,6 Св на север и 8,4 Св на юг. При таком объеме переноса полный оборот воды севернее разреза протекает в течение 1,2 года. В годы ослабленной циркуляции полный оборот воды возможен в течение 4-5 лет.
Литература
Баталии A.M., Васюкова Н.Г. Опыт расчета теплового баланса Охотского моря // Тр. Океанологической комиссии. - 1960. - Т. 7. - С. 37-51.
Верхуиов А.В. Развитие представлений о крупномасштабной циркуляции Охотского моря // Комплексные исследования экосистемы Охотского моря. - М.: ВНИРО, 1997. - С. 8-19.
Лучии В.А, Лавреитьев В.М., Яричии В.Г. Гидрологический режим // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Проект "Моря". - 1998. - Т. 9: Охотское море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. - С. 62-175.
Морошкии К.В. Водные массы Охотского моря. - М.: Наука, 1966. - 68 с.
Перегудии А.С. Перенос вод и тепла в деятельном слое Охотского моря // Тр. ДВНИГМИ. - 1976. - Вып. 62. - C. 174-183.
Супраиович Т.И. Приток тепла в Охотское море через проливы // Тр. ДВНИГМИ. - 1970. - Вып. 047. - C. 84-119.
Kawasaki Y., Kono T. Distribution and transport of Subarctic waters around the middle of Kuril Islands // Umi to Sora. - 1994. - № 70(2). - P. 71-84.
Riser S.C. Exchange of water between the Okhotsk Sea and North Pacific Ocean through the Kurile Straits: Proc. International Workshop on the Okhotsk Sea and Arctic. - Nemuro: Science and Technology Agency of Japan, 1996. - 205 p.
Поступила в редакцию 26.11.01 г.
