CC BY
73
2015
Известия ТИНРО
Том 180
УДК 551.464.5(265.54)
В.А. Соснин, Н.И. Рудых*
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева, 690041, г. Владивосток, ул. Балтийская, 43
МИНИМУМ СОЛЕНОСТИ НА ПОДПОВЕРХНОСТНЫХ ГЛУБИНАХ
ЯПОНСКОГО МОРЯ
Проанализирована внутригодовая изменчивость вертикального распределения солености в Японском море. Показано, что сезонная смена знака пресного баланса является причиной появления в толще вод минимумов и максимумов солености. Минимум солености представляет собой временное явление, формирующееся в фазу превышения испарения над осадками. В толще вод деятельного слоя южной части Японского моря он появляется и исчезает в сезонном масштабе времени. Делается вывод, что в море не существует «консервативных образов водных масс», а следовательно, нет оснований для их выделения в структуре вод деятельного слоя. Временная изменчивость вертикального распределения солености под влиянием изменяющегося бюджета влаги, приводящая к появлению и исчезновению в толще вод минимумов и максимумов солености, происходит в полном соответствии с законами диалектики.
Ключевые слова: изменчивость, пресный баланс, подповерхностный минимум солености, подповерхностный максимум солености, временное явление.
Sosnin V.A., Rudykh N.I. Salinity minimum in the subsurface layers of the Japan Sea // Izv. TINRO. — 2015. — Vol. 180. — P. 236-247.
Seasonal variability of vertical salinity distribution in the Japan Sea is considered. On the base of high accuracy data from the databases W0DC-2013 (USA), JODC (Japan), and the databases of Far-Eastern State Hydrometeorological Institute and Pacific Oceanological Institute (Russia), several cases of salinity minimums are analyzed and interpreted taking into account seasonal variability of salinity profiles. High vertical homogeneity by salinity is noted for the Japan Sea waters, and the subsurface salinity minimum can be considered as a result of continuous changes of freshwater balance. It could be formed in the layers from the sea surface to 150-250 m as a temporary local extreme caused by prevalence of evaporation over precipitation on the sea surface in some seasons — that's why it is observed seasonally. There is concluded that such conservative patterns as water masses are absent in the sea, at least in its active upper layers, but vertical salinity profiles are changing permanently under influence of changing freshwater fluxes, and their extremes appear or disappear in compliance with the dialectic laws.
Key words: seasonal variability, fresh water balance, subsurface salinity minimum, subsurface salinity maximum, temporal pattern.
* Соснин Валерий Александрович, кандидат географических наук, старший научный сотрудник, e-mail: sosnin@poi.dvo.ru; Рудых Наталья Ивановна, кандидат географических наук, старший научный сотрудник, e-mail: rudykh@poi.dvo.ru.
Sosnin Valery A., Ph.D., senior researcher, e-mail: sosnin@poi.dvo.ru; Rudykh Natalia I., Ph.D., senior researcher, e-mail: rudykh@poi.dvo.ru.
Введение
В настоящее время в океанографии для интерпретации вертикальной структуры вод используется метод Т^-кривых. Простой и, казалось бы, наглядный, он имеет противоречия, которые дают основания для сомнений в возможности его применения для реального океана, в частности для решения проблемы происхождения минимума солености в толще вод, которая начинается с неопределенности даже его статуса. На промежуточных глубинах северной части Тихого океана его называют водной массой, несмотря на то что он не имеет подходящего очага образования на поверхности и в нем отсутствуют трассеры, которые могли бы указать на связь с поверхностью (You, 2005). С другой стороны, минимумы солености на приповерхностных и подповерхностных глубинах таковыми не считаются (Reid, 1973; Yuan, Talley, 1992; Соснин, Рудых, 2013), хотя на Т^-кривых выделяются отчетливо. К этому можно добавить и неоднозначность интерпретации Т^-кривых для разных климатических зон океана — в субарктической зоне экстремумы на Т^-кривых не принято считать водными массами.
Метод был предложен во времена, когда данных натурных наблюдений было крайне мало, не существовало представлений об изменчивости океана, о его взаимодействии с атмосферой. Тогда исследователи искали общие черты в распределении океанографических характеристик на разных акваториях океана и поражались «удивительной консервативности образов водных масс» (Мамаев, 1987).
Понимание процессов формирования вертикальной структуры вод является, на наш взгляд, проблемой не методической, а мировоззренческой. Ее решение зависит от позиции, с которой исследователи рассматривают океан. Одно дело считать его неизменным и не связанным с атмосферой. Другое — представлять одним из звеньев климатической системы, которая функционирует как единое целое и изменяется в различных масштабах времени (Монин и др., 1974; Иванов, 1981). Здесь уже никак не обойтись без диалектического подхода. Это относится и к количеству данных натурных наблюдений. Представления о вертикальной структуре вод океана изначально вынужденно складывались в условиях недостатка данных. Увеличение количества натурных данных должно расширить знания об океане и сделать их полнее, а со временем перевести на качественно новый уровень. Примером может служить то, как увеличение количества данных по пространству при проведении исследований полигонного типа привело к появлению качественно новых представлений об океане, о существовании в нем вихревых образований различных масштабов. Нет сомнения, что рост числа непрерывных долговременных наблюдений в каждой точке океана также приведет к новым открытиям. Вполне вероятно, что некоторые первоначальные представления об океане могут измениться.
Основанием для нового взгляда на океан должно стать представление о его непрерывной изменчивости, которая является его сутью. Вертикальная структура вод меняется непрерывно, поэтому любое измерение представляет не застывшие характеристики, а некий «стоп-кадр» этого процесса. В рамках изменяющейся климатической системы нет оснований рассматривать океан, в котором «водные массы», являющиеся порождением идеи его неизменности, существуют априори. При исследовании структуры вод необходимо учитывать все многообразие вертикального распределения характеристик вод океана. При этом их нельзя рассматривать в отрыве от характеристик других элементов климатической системы. Какие-либо заключения о структуре вод и ее стабильности следует делать не по единичным данным, а по совокупности максимально большого количества наблюдений.
Такая возможность появляется в последнее время в связи с ростом количества (и качества) наблюдений в разных точках Мирового океана. Мониторинг изменчивости структуры вод в разных масштабах времени может дать реальное представление о ней и позволит, в частности, раскрыть загадку минимума солености в толще вод, происхождение и сама сущность которого пока вызывают споры.
Если рассматривать океан с учетом процессов изменчивости, то особое значение приобретает категория времени. Масштаб времени изменчивости — суточный,
синоптический, сезонный — предполагает, что вклад изменчивости характеристик по вертикали этих масштабов может быть доминирующим в формировании структуры вод по сравнению с горизонтальной адвекцией соответствующих масштабов. Это обусловлено локальностью действия факторов мелкомасштабной изменчивости поля солености. В частности, выпадение осадков из отдельного облака или в следе циклона и соответствующее распреснение поверхности происходят на ограниченной акватории, как и последующий рост солености при доминировании испарения.
В данной работе рассматривается временная изменчивость вертикального распределения солености, в результате которой происходит периодическое появление и исчезновение минимума солености на приповерхностных и подповерхностных глубинах на разных участках акватории Японского моря.
В Японском море выделяют несколько минимумов солености. Минимум солености в верхнем слое называют East Sea Intermediate Water (ESIW), глубинный минимум (на глубине около 1500 м) — Lower Japan Sea Proper Water (LJSPW) (Talley et al., 2006). Считается, что минимум солености на подповерхностных глубинах (100-200 м) к югу от Полярного фронта наблюдается постоянно и имеет величину солености 34,02-34,08 %о.
В восточной части моря минимум солености на подповерхностных глубинах вблизи Полярного фронта отмечается севернее 44° с.ш. Величина солености в нем составляет 34,06-34,07 %о. Глубина залегания у побережья Японии — 100 м, а в мористой части увеличивается до 350 м (Watanabe et al., 2001).
Минимум солености можно выделить и в северной части моря, на широте 46° с.ш. Его величина солености 34,07 %о выделяется на фоне чуть более высоких значений солености (34,10 %о) в поверхностном слое (Riser et al., 1999). Такое состояние поля солености наблюдается в мае.
В западной части моря в холодное время года минимум солености обнаруживается в пределах зал. Петра Великого. Величина солености в нем может составлять 33,70-34,04 %0 (Danchenkov et al., 2003).
Минимум солености обнаруживается и в южной части моря (Kim, Kim, 1983; Kim, Chung, 1984; Watanabe et al., 2001). Формально его можно выделить и в самом Цусимском проливе, где он регулярно наблюдается в холодное время года, занимая всю глубину пролива и имея значения солености до 34,6 %о (Senjyu et al., 2010).
Вихревые образования значительно увеличивают глубину залегания минимума солености, оставляя открытым вопрос происхождения (Дьяков, Никитин, 2001; Shin et al., 2005).
В приповерхностном слое в разных частях моря часто наблюдается минимум солености, который существует непродолжительное время (Соснин, Торгаева, 2000).
Считается, что минимум солености в южной части моря является следствием переноса распресненных вод от устья р. Туманной (Kim, Kim, 1983; Kim, Chung, 1984) и вод р. Амур (Yoon, Kawamura, 2002; Kim, Yoon, 2010), которые могут попадать под воды Цусимского течения, образуя тем самым минимум солености.
Широко распространено предположение, что минимум солености в южной части Японского моря образуется где-то в районе Полярного фронта (Talley et al., 2006). Учитывая его строение (Belkin, Cornillon, 2003), следует ожидать, что объемы воды минимума солености должны перемещаться из своего предполагаемого очага в южном (Talley et al., 2006) и в восточном (Watanabe et al., 2001) направлениях одновременно.
Существующие представления о происхождении минимумов солености в деятельном слое Японского моря основываются главным образом на результатах наблюдений на отдельных разрезах и не учитывают процессы сезонной изменчивости поля солености. Восполняя этот пробел, в настоящей работе рассмотрим внутригодовую изменчивость солености на разных участках акватории моря.
Материалы и методы
В работе были использованы наблюдения из банка данных World Ocean Data-base-2013, Japan Ocean Data Center, ДВНИИГМИ, ТОИ ДВО РАН. Был выполнен
критический анализ исходных данных. Для Японского моря это особенно актуально. Как известно, для него характерна однородность распределения солености по глубине. Это обстоятельство делает требования к отбору натурных данных особенно жесткими.
Анализ вертикальной структуры вод проводился по исходным данным натурных измерений. Рассматривались вертикальные профили солености и их изменчивость, обусловленная изменчивостью пресного баланса. Каждый профиль рассматривался для своего момента времени и в своих географических координатах.
При обработке данных минимум солености рассматривался как один из элементов вертикального распределения, который является следствием ее непрерывной изменчивости под влиянием изменяющегося пресного баланса. При интерпретации результатов учитывались масштабы временной изменчивости климатической системы (Монин и др., 1974) и временные масштабы существования минимумов солености (Соснин, Рудых, 2013). Поле солености рассматривалось в функциональной связи с пресным балансом (Иванов, 1963).
Анализ временной изменчивости вертикального распределения солености выполнялся в пределах всего моря. На схеме (рис. 1) отмечено расположение точек (районов) мониторинга, для которых в данном исследовании представлено состояние поля солености в разные моменты времени. При недостаточном количестве данных рассматривался некий «средний» год, в котором учтены имеющиеся данные. При большом количестве данных (район 3) каждый год рассматривался индивидуально.
Рис. 1. Положения районов исследования временной изменчивости поля солености (1-3). Пунктиром отмечено положение термических фронтов по А.А. Никитину и Г.И. Юрасову (2007)
Fig. 1. Areas of investigation (1-3). Thermal fronts are shown by dotted lines (from: Никитин, Юрасов, 2007)
Результаты и их обсуждение
Прежде чем рассматривать поле солености, отметим некоторые черты пресного баланса Японского моря. Муссонный характер атмосферной циркуляции над восточной окраиной азиатского материка обусловливает соответствующий характер пресного баланса моря в целом. Известно, что в пределах всего моря осадки выпадают примерно одинаково, а максимальное их количество приходится на летний сезон. С зимним муссоном связан минимум выпадения осадков, и, кроме того, интенсификация процессов испарения (Dorman et al., 2005; Senjyu et al., 2010).
Рассмотрим внутригодовую изменчивость вертикального распределения солености на разных широтах. На рис. 2 (а) показано типичное вертикальное распределение солености в северной части Японского моря (район 1) в различные сезоны года. Субарктический тип распределения солености, характерный для этой части моря, наблюдается большую часть года вследствие распреснения поверхностного слоя (рис. 2, б).
141 в.д. 47 с.ш
Рис. 2. Вертикальное распределение солености в северной части Японского моря в районе 141о в.д. 47 о с.ш. (район 1) в разное время года (а) и изоплеты солености по осредненным данным (б). На врезке показаны минимумы солености в приповерхностном слое: 1, 3 — декабрь; 2 — июль; 4 — апрель; 5 — сентябрь; 6, 7 — май; 8 — июнь
Fig. 2. Vertical profiles of salinity in the area 1 (47°N 141°E, northern Japan Sea), by seasons (a) and annual mean (б). Inset: cases of the salinity minimum at the sea surface: 1, 3 — December; 2 — July; 4 — April; 5 — September; 6, 7 — May; 8 — June
Глубже деятельного слоя наблюдается гомогенная структура вод с характерной величиной солености 34,070-34,075 %о, которая сохраняется в течение всего года.
Для холодного времени года, когда испарение преобладает над осадками, характерны высокие значения солености на поверхности. В это время в вертикальном распределении солености на приповерхностных глубинах обнаруживаются минимумы солености (рис. 2, а, врезка). Время их существования не бывает продолжительным, как и во всей субарктической зоне Тихого океана (Соснин, Рудых, 2013). Глубина залегания минимумов обычно не превышает 10-20 м.
В холодное время года процессы конвекции уничтожают приповерхностный минимум солености, профиль солености становится полностью однородным. Если процесс испарения не прекращается, то значения солености на поверхности могут достигать абсолютного сезонного максимума (рис. 2, а). Очевидно, что это возможно только в условиях устойчивой стратификации вод, что обеспечивается ростом температуры и наблюдается в весенний период. Такой профиль солености дает основание говорить о том, что, по сути, вся толща вод в этот момент времени является минимумом солености. Понятно, что такое состояние поля солености не сохраняется длительное время, оно изменяется при малейшем изменении внешних условий.
Для зоны Полярного фронта в восточной части моря (район 2) диапазон внутри-годовой изменчивости вертикального распределения солености представлен на рис. 3.
В этом районе вертикальная структура поля солености также существенно различается в разные сезоны года. Помимо режима конвекции в холодное время года, когда наблюдается гомогенная структура (рис. 3, а), здесь наблюдается и субарктический тип, и почти субтропический с максимумом солености на поверхности или подповерхностных глубинах.
Субарктический тип профиля солености наблюдается летом и осенью (рис. 3, б), когда поверхностный слой распресняется и минимальные значения солености находятся на поверхности. Такое состояние вертикального распределения солености наблюдается во влажный сезон, оно является естественным и необходимым условием для последующего возникновения минимума солености в толще вод.
Соленость, %о Месяц
139 в.д. 41 с.ш.
Рис. 3. Вертикальное распределение солености в районе 139о в.д. 41о с.ш. (район 2) в разное время года (а) и изоплеты солености по осредненным данным (б). На врезке показаны минимумы солености в приповерхностном слое: 1, 3 — сентябрь; 2, 7, 8 — июль; 4, 5, 9 — июнь; 6 — октябрь; 10 — март
Fig. 3. Vertical distribution of salinity in the area 2 (41°N 139°E), by seasons (а) and annual mean (б). Inset: cases of the salinity minimum at the sea surface: 1, 3 — September; 2, 7, 8 — July; 4, 5, 9 — June; 6 — October; 10 — March
Когда пресный баланс в очередной раз меняет знак и испарение начинает преобладать над осадками, то создаются условия для роста солености в поверхностном слое моря. Очевидно, что на поверхности она растет быстрее, чем на подповерхностных горизонтах (Панфилова, 1976). В какой-то момент времени значения солености на поверхности по абсолютной величине становятся больше, чем на приповерхностных глубинах. По сути, это и означает образование минимума солености в толще вод (Соснин, Торгаева, 2000; Соснин, Рудых, 2013).
Минимумы солености в этой части моря обнаруживаются как на приповерхностных глубинах, так и на глубинах порядка 150-200 м (рис. 3, а). В течение года они наблюдаются не всегда, т.е. не являются постоянными. Уже одно это показывает, что минимумы солености — не водная масса, которая по определению не может исчезать. Вероятно, они представляют собой явление сезонного масштаба времени, происхождение которого связано с локальными изменениями пресного баланса (Соснин, Торгаева, 2000). Подробнее процесс их образования будет рассмотрен ниже для района с большим количеством данных.
Изменчивость знака пресного баланса в мелких масштабах времени, например в суточном (Федоров, Гинзбург, 1988) или синоптическом (Соснин, Торгаева, 2000), приводит к появлению минимумов солености соответствующей продолжительности. Прохождение циклона, несущего шлейф осадков различной интенсивности на ограниченной акватории моря, — необходимое условие, при котором последующий процесс испарения приводит к образованию минимумов солености на приповерхностных глубинах (Соснин, Торгаева, 2000). Как элемент в вертикальном распределении солености они обнаруживаются повсеместно, хотя время их существования непродолжительно. Для их образования не требуются какие-либо источники и специальным образом ориентированная горизонтальная адвекция.
С влажным сезоном связано образование еще одного экстремума в вертикальном распределении солености — максимума на подповерхностных глубинах. Этот сезон следует за сухим сезоном, под влиянием которого в верхнем слое сформировались высокие значения солености, а ее максимум с величиной порядка 34,4-34,5 %о нахо-
дится на поверхности моря (рис. 3). Распреснение поверхности осадками формирует вертикальный профиль солености, в котором максимальные значения солености на некоторое время оказываются на подповерхностных глубинах (рис. 3, б). Увеличение количества осадков ведет к распреснению верхнего слоя до больших глубин, вследствие чего увеличивается глубина залегания максимума солености. В конце влажного сезона максимум солености на подповерхностных глубинах как временное явление исчезает полностью, и структура вод вновь приобретает типично субарктический вид с минимальными значениями солености на поверхности (рис. 3, а).
Для южной части моря (район 3) диапазон внутригодовой изменчивости вертикального распределения солености показан на рис. 4.
Рис. 4. Вертикальное распределение солености в точке 134о в.д. 38о с.ш. во влажный (1-6) и сухой (7-10 на врезке) сезоны
Fig. 4. Vertical distribution of salinity in the southern Japan Sea (38°N 134°E) in wet (1-6) and dry (7-10) seasons
Как видно, сезонная изменчивость пресного баланса в этой части моря также меняет характер вертикального распределения солености. Здесь в течение года наблюдаются различные типы вертикального распределения солености: с максимумом солености на поверхности, с максимумом солености на подповерхностных глубинах, с минимумом солености на приповерхностных глубинах, с минимумом солености на подповерхностных глубинах, гомогенное распределение солености. В сезон преобладания осадков над испарением минимальные сезонные значения солености находятся на поверхности моря. В отличие от северных районов здесь не образуется субарктический тип вертикального распределения солености в чистом виде, а распресненный верхний слой существует на фоне максимума солености на подповерхностных глубинах (рис. 4).
Особо отметим, что однородное распределение солености по вертикали, которое в разных частях южной половины моря наблюдается неодновременно, является характерной чертой для холодного времени года. Очевидно, что это связано с ростом солености на поверхности в сухой сезон, понижением температуры и, как следствие, плотностной конвекцией. Если процесс испарения не прекращается, то это ведет к дальнейшему росту солености в поверхностном слое, в результате которого на поверхности моря формируются максимальные сезонные значения. В это время формальным минимумом солености является, по сути, вся толща вод глубже 100-200 м (рис. 4, врезка).
Что касается минимумов солености, то в течение года они могут наблюдаться как в приповерхностном слое, так и на глубинах 150-250 м. Проследить динамику их изменчивости позволяют большие массивы океанографических данных, накопленные в последнее время в основном японскими исследователями (http://www.jodc.go.jp/service. htm). Рассмотрим временную изменчивость солености к югу от Полярного фронта (район 3) в точке с центром 134° в.д. 38° с.ш. (рис. 5).
Рис. 5. Изоплеты годового хода солености в южной части Японского моря в районе с координатами 134° в.д. 38° с.ш. в период 2010-2013 гг. по фактическим данным. Заштрихована область значений солености более 34,075 %%
Fig. 5. Annual variation of salinity in the southern Japan Sea (38°N 134°E) in the 2010-2013. The salinity > 34,075 % is shown by shading
Как видно, изменчивость поля солености здесь каждый год происходит по одному сценарию — сухой сезон сменяется влажным. Различия между этим районом и более северными заключаются только в толщине деятельного слоя, которая к югу от Полярного фронта значительно больше.
Характер вертикального распределения солености в верхнем слое зависит от процессов, которые происходят на поверхности моря. Это указывает на локальное происхождение всех элементов в структуре поля солености, что особенно отчетливо видно здесь на примере максимума солености на подповерхностных глубинах. Он появляется в толще вод сразу после окончания «сухого» сезона, когда величина солености в верхнем слое достигает максимальных значений. По мере увеличения количества осадков происходит постепенное увеличение глубины залегания максимума солености. Со временем этот элемент вертикальной структуры поля солености исчезает совсем, что происходит при смене «влажного» сезона на «сухой», вероятно, в момент конвекции. Продолжение «сухого» сезона проявляется в росте величины солености в верхнем слое (рис. 5). Этот процесс идет довольно продолжительное время и заканчивается в летний период только с началом сезона осадков. В это время на подповерхностных глубинах вновь появляется максимум солености.
Фактор изменчивости пресного баланса на поверхности моря оказывается доминирующим для состояния поля солености. Смена сухих и влажных сезонов определяет изменчивость вертикальной структуры поля солености независимо от наличия или отсутствия течений. Данные натурных измерений показывают внутригодовую изменчивость солености вне зависимости от характера течений, которые могут быть в районе.
Изменчивость поля солености в общем случае не связана и с изменчивостью поля температуры, лишний раз подчеркивая их независимость (рис. 6).
Циклическая смена бюджетов тепла формирует поле температуры независимо от поля солености. Максимальный прогрев верхнего слоя приходится, как и всегда, на летний сезон, на который в Японском море выпадает максимум осадков и, соответственно, наблюдается распреснение поверхностного слоя. В зимнее время уменьшение температуры поверхности происходит на фоне роста значений солености в «сухой» сезон, создавая предпосылки для возникновения плотностной конвекции.
Рассмотрим подробнее трансформацию вертикального распределения солености за несколько сезонов. Начнем с окончания «влажного» сезона в сентябре 2011 г. (рис. 7, а).
Рис. 6. Изоплеты годового хода температуры в южной части Японского моря в районе с координатами 134° в.д. 38° с.ш. в период 2010-2013 гг. по фактическим данным. Выделена область значений температуры более 10 оС
Fig. 6. Annual variation of temperature in the southern Japan Sea (38°N 134°E) in the 2010-2013. The temperature > 10 оС is shown by shading
Соленость, %o
Рис. 7. Изменчивость вертикального распределения солености при смене знаков пресного баланса в 2011-2013 гг.: а — 09.2011-06.2012; б — 03-08.2012; в — 12.2012-03.2013
Fig. 7. Variation of vertical salinity distribution under changes of freshwater balance sign in the periods: а — September 2011 — June 2012; б — March-August 2012; в — December 2012 — March 2013
В это время на поверхности моря отмечались низкие значения солености, а подповерхностный максимум солености был отчетливо выражен на глубине 100 м (20.09.2011 г.). По мере наступления «сухого» сезона и увеличения потока соли с поверхности за счет испарения характер профиля существенно изменялся. Так, 28.11.2011 г. подповерхностный максимум солености стал значительно меньше, а на приповерхностных глубинах образовался минимум солености. Ветровое перемешивание, вероятно, привело в конце декабря к образованию большого по толщине верхнего однородного слоя, при этом исчез максимум солености (27.12.2011 г.). Продолжающийся поток соли с поверхности стал причиной появления минимума солености на глубине около 80 м (04.01.2012 г.).
За счет потока соли с поверхности происходил дальнейший рост солености в верхнем слое и одновременное заглубление минимума солености (рис. 7, б). В середине марта он находился уже на глубине 160 м, а к концу апреля (25.04.2012 г.) достиг глубины 290 м. В начале мая (02.05.2012 г.) минимум солености наблюдался глубже 300 м, но был выражен не так отчетливо. Последующие наблюдения показали, что к
середине мая (14.05.2012 г.) он уже едва просматривался на глубине около 280 м, а к концу июня (28.06.2012 г.) исчез окончательно. В июле (08.07.2012 г.) он также не наблюдался (рис. 7, б).
Если судить по величине солености, то «сухой» сезон закончился в апреле-мае 2012 г., когда значения солености на поверхности достигли своего максимума, 34,5 %о. В конце июня (28.06.2012 г.) поверхность моря оказалась подверженной распреснению, что указывает на смену знака пресного баланса и наступление очередного «влажного» сезона. На подповерхностных глубинах значения солености снова оказались больше, чем на поверхности, — образовался максимум солености на подповерхностных глубинах. Аналогичные процессы в океане идут повсюду (Соснин, Белоножко, 1991). В июле (08.07.2012 г.) поверхностный слой распреснился еще больше, а максимум солености оказался на глубине 60 м (рис. 7, б). Понятно, что такие процессы шли до окончания «влажного» сезона.
Процесс изменения вертикальной структуры поля солености не прервался и при наступлении следующего «сухого» сезона (рис. 7, в). На приповерхностных глубинах вновь появился минимум солености, а максимум солености оказался на глубине 150 м (03.12.2012 г.). К концу декабря за счет роста солености и перемешивания верхнего слоя минимум солености наблюдался на глубине уже 140 м, но выглядел невыразительно (31.12.2012 г.). Дальнейшее перемешивание привело к увеличению толщины верхнего однородного слоя (07.01-18.02.2013 г.). В феврале минимум солености обнаружился на глубине около 220 м. Все это время максимум солености постепенно обнаруживался на больших глубинах и уменьшался в размерах (рис. 7, в). В конце марта (28.03.2013 г.) в вертикальном распределении солености уже не было экстремумов, а на поверхности моря наблюдались максимальные значения солености. Данные наблюдений свидетельствуют, что все это время минимум солености в толще вод не наблюдался.
Профиль солености для конца марта (28.03.2013 г.) указывает на то, что он начал формироваться после события плотностной конвекции, которое в этом году не было зафиксировано из-за отсутствия наблюдений. Однако имеется много свидетельств существования конвекции в зимнее время в южной части моря (Gordon et al., 2002; Kim et al., 2008; Таранова, Жабин, 2010). Цикл изменчивости вертикальной структуры поля солености, вероятно, часто заканчивается процессом конвекции. Однородное распределение солености типично для зимнего сезона (см. рис. 5).
После момента конвекции в оставшуюся часть времени «сухого» сезона и последующую фазу «влажного» сезона минимум солености в толще деятельного слоя не существует (см. рис. 4, 6). Он может периодически появляться и исчезать в приповерхностном слое при изменении пресного баланса в суточном и синоптических масштабах времени. На больших глубинах он появится вновь только осенью после окончательного завершения «влажного» сезона, когда испарение начнет устойчиво и длительное время доминировать над осадками.
Возможны ситуации, когда в некоторые годы внешние условия не способствуют возникновению режима конвекции. В этом случае минимум солености в толще вод, меняя свои параметры, будет сохраняться более длительное время и обнаруживаться в последующие фазы изменяющегося пресного баланса (сухой сезон 7-10 на рис. 4).
Наблюдения показывают, что время существования минимума и максимума солености в толще вод различно. Образование максимума солености и изменение его характеристик происходит в течение более длительного времени в условиях возрастающей устойчивости стратификации вод при распреснении поверхности моря. Так, в сезоне 2012 г. он наблюдался в течение почти 8 мес.
Процесс образования минимума солености и изменчивость его характеристик наблюдаются на фоне роста солености и понижения температуры в поверхностном слое в зимнее время, совместно направленных на снижение вертикальной устойчивости вод. К этому добавляется еще и ветровое перемешивание верхнего слоя в условиях зимнего муссона. В общем случае длительность существования минимума солености оказывается значительно короче, чем у максимума солености.
Таким образом, мониторинг сезонной изменчивости вертикальной структуры поля солености показывает, что минимум и максимум солености на подповерхностных глубинах являются следствием этой изменчивости, представляя собой временные явления. В пределах деятельного слоя минимум солености имеет разные масштабы времени существования. В приповерхностном слое он может появляться и исчезать в суточном и синоптическом масштабах времени, а для всей толщины деятельного слоя минимум солености представляет собой явление сезонного масштаба.
Для уточнения и детализации предложенного сценария происхождения минимума солености в толще вод необходимы дополнительные целенаправленные исследования в данном направлении в разных точках акватории Японского моря и всего океана.
Заключение
Непрерывная изменчивость вертикального распределения солености под влиянием изменяющегося бюджета влаги на всей акватории Японского моря служит причиной образования в толще вод двух временных экстремумов — максимума и минимума солености на приповерхностных (подповерхностных) глубинах, которые образуются и исчезают в течение года.
Минимум солености представляет собой временное явление, которое существует в толще вод на фоне более высоких значений солености на поверхности и может наблюдаться на разных глубинах на всей акватории Японского моря. Он появляется на приповерхностных (подповерхностных) глубинах в фазу превышения испарения над осадками — в сухой сезон года (момент времени). Временной масштаб смены знака пресного баланса (суточный, синоптический, сезонный) определяет время существования (период времени образования и исчезновения) минимума солености в толще вод океана и его характеристики (глубину залегания, абсолютную величину, степень выраженности в вертикальном распределении).
Общей чертой поля солености Японского моря является однородность распределения по вертикали. Она и весь процесс внутригодовой изменчивости вертикальной структуры поля солености показывают, что в море не существует «консервативных образов водных масс», а следовательно, нет оснований для их выделения в структуре вод деятельного слоя.
Временная изменчивость вертикального распределения солености под влиянием изменяющегося бюджета влаги, приводящая к появлению и исчезновению в толще вод минимумов и максимумов солености, происходит в соответствии с известными законами диалектики.
Список литературы
Дьяков Б.С., Никитин А.А. Сезонная и межгодовая изменчивость структуры вод в зоне полярного фронта Японского моря по данным судовой и спутниковой информации // Изв. ТИНРО. — 2001. — Т. 128. — С. 996-1019.
Иванов Ю.А. Водные массы и распределение океанологических характеристик // Океа-нол. — 1963. — Т. 3, вып. 5. — С. 803-807.
Иванов Ю.А. Крупномасштабная и синоптическая изменчивость полей в океане : монография. — М. : Наука, 1981. — 168 с.
Мамаев О.И. Термохалинный анализ вод Мирового океана : монография. — Л. : Гидро-метеоиздат, 1987. — 296 с.
Монин А.С., Каменкович В.М., Корт В.Г. Изменчивость Мирового океана : монография. — Л. : Гидрометеоиздат, 1974. — 262 с.
Никитин А.А., Юрасов Г.И. Поверхностные термические фронты в Японском море // Изв. ТИНРО. — 2007. — Т. 148. — С. 170-193.
Панфилова С.Г. Об изменчивости с глубиной годового хода термохалинных свойств вод северной части Тихого океана // Тр. ВНИИГМИ-МЦД. — 1976. — Вып. 33. — С. 100-106.
Соснин В.А., Белоножко В.П. О сезонной изменчивости характеристик подповерхностного максимума солености // Океанол. — 1991. — Т. 31, вып. 1. — С. 42-46.
Соснин В.А., Рудых Н.И. Минимум солености в северной части Тихого океана // Метеорол. и гидрол. — 2013. — № 8. — С. 51-60.
Соснин В.А., Торгаева О.И. Исследование внутригодовой изменчивости солености в Японском море // Метеорол. и гидрол. — 2000. — № 6. — С. 65-71.
Таранова С.Н., Жабин И.А. Зимняя конвекция в Японском море // Вестн. ДВО РАН. — 2010. — № 1. — С. 25-29.
Федоров К.Н., Гинзбург А.И. Приповерхностный слой океана : монография. — Л. : Гидрометеоиздат, 1988. — 303 с.
Belkin I., Cornillon P. SST fronts of the Pacific coastal and marginal seas // Pacific Oceanography. — 2003. — Vol. 1, № 2. — P. 90-113.
Danchenkov M.A., Aubrey D.G., Feldman K.L. Oceanography of area close to the Tumannaya river mouth (the Sea of Japan) // Pacific Oceanography. — 2003. — Vol. 1, № 1. — P. 61-69.
Dorman C.E., Beardsley R.C., Limeburner R. et al. Summer atmospheric conditions over the Japan/East Sea // Deep-Sea Res. II. — 2005. — № 52. — P. 1393-1420.
Gordon A.L., Giulivi C.F., Lee C.M. et al. Japan/East Sea intrathermocline eddies // J. Phys. Oceanogr. — 2002. — Vol. 32, № 6. — P. 1960-1974.
Kim C., Kim K. Characteristics and origin of the cold water mass along the east coast of Korea (in Korean with English abstract) // J. Oceanogr. — 1983. — Vol. 18(1). — P. 73-83.
Kim K., Chang K.-Ii., Kang D.-J. et al. Review of recent findings on the water masses and circulation in the East Sea (Sea of Japan) // J. Oceanogr. — 2008. — Vol. 64. — P. 721-735.
Kim K., Chung J.Y. On the salinity minimum and dissolved oxygen-maximum layer in the East Sea (Sea of Japan) // Ocean Hydrodynamics of the Japan and East China Seas. — Amsterdam : Elsevier Science Publisher, 1984. — P. 55-65.
Kim T., Yoon J.-H. Seasonal variation of upper layer circulation in the northern part of the East/ Japan Sea // Continental shelf research. — 2010. — Vol. 30. — P. 1283-1301.
Reid J.L. The shallow salinity minima of the Pacific ocean // Deep-Sea Res. — 1973. — Vol. 20. — P. 51-68.
Riser S.C., Warner M.J., Yurasov G.I. Circulation and mixing of water masses of Tatar Strait and northwestern boundary region of the Japan Sea // J. Oceanogr. — 1999. — Vol. 55. — P. 133-156.
Senjyu T., Han I-S., Matsui S. Interdecadal variations of temperature and salinity structure in the Tsushima strait // Pacific Oceanography. — 2010. — Vol. 5, № 1. — P. 44-55.
Shin H.-R., Shin C.-K., Kim C. et al. Movement and structural variations of warm eddy WE92 for three years in the Western East/Japan Sea // Deep-Sea Res. II. — 2005. — Vol. 52. — P. 1742-1762.
Talley L.D., Min D.-H., Lobanov V.B. et al. Japan/East Sea water masses and their relation to the Sea's circulation // Oceanography. — 2006. — Vol. 19, № 3. — P. 32-49.
Watanabe T., Hirai M., Yamada H. High — salinity intermediate water of Japan Sea in the eastern Japan basin // J. Geophys. Res. — 2001. — Vol. 106, № C6. — P. 11437-11450.
Yoon J.-H., Kawamura H. The formation and circulation of the intermediate water in the Japan Sea // J. Oceanogr. — 2002. — Vol. 58. — P. 197-211.
You Y. Unveiling the mystery of North Pacific Intermediate Water formation // EOS. — 2005. — Vol. 86, № 7. — P. 65-71.
Yuan X., Talley L.D. Shallow salinity minima in the North Pacific // J. Phys. Oceanogr. — 1992. — Vol. 22, № 11. — P. 1302-1316.
Поступила в редакцию 29.08.14 г.
