CC BY
63
2002
Известия Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра
Том 131
Ю.И.Зуенко
СЕЗОННАЯ И МЕЖГОДОВАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОДЫ В СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ
ЯПОНСКОГО МОРЯ
Температура воды является наиболее изученным и в то же время важнейшим океанографическим параметром. С термическим состоянием вод тесно связано большинство гидрофизических и гидрохимических процессов, а также жизнь в море. Причина этого в том, что температура -не консервативная характеристика, она более, чем другие океанографические параметры, способна меняться в широких пределах, как во времени, так и в пространстве, иногда резко. Изменчивость температуры воды лежит в основе большинства океанологических процессов: движения вод, формирования и разрушения структуры вод, биогеохимических циклов и самой жизни. Целью данного исследования является описание, по возможности количественное, наиболее значительных и важных особенностей временной изменчивости температуры воды в северо-западной части Японского моря и выявление закономерностей изменчивости, которые позволили бы ее не только объяснять, но и прогнозировать. В качестве показателей временной изменчивости избраны изменения средней температуры водных масс (на характерных горизонтах): таким образом удалось отделить временные изменения температуры от пространственных, которые в Японском море также значительны.
Под северо-западной частью Японского моря подразумевается зона субарктической структуры вод, включающая ее прибрежные и шельфо-вые модификации. Особенностями этой зоны, в отличие от юго-восточной части моря, являются: сильная сезонная изменчивость в относительно тонком поверхностном слое, который летом прогревается, а зимой выхолаживается настолько, что возникает конвекция; резкий сезонный термоклин и постоянно низкие температуры в подповерхностных горизонтах (Зуенко, Юрасов, 1995), что свойственно всем субарктическим водам Мирового океана. Зимой субарктическая зона наиболее обширна и занимает всю акваторию экономической зоны России, а также северную часть зоны КНДР, летом она сокращается примерно до половины российской зоны, прилегая к побережью Приморья (рис. 1).
Изменения температуры воды в море обусловливаются различными процессами, большинство из которых имеют свойство повторяться. В свою очередь эти процессы имеют какие-то причины. В конечном счете цепочки причинно-следственных связей приводят либо к внешним кос-могеофизическим процессам, либо к автоколебательным процессам в гидрометеорологических или других системах. Но и автоколебательные, и все космогеофизические процессы, кроме катастрофических, также периодичны. Таким образом, практически любая изменчивость является
3
периодической, хотя при прохождении цепочек причинно-следственных связей строгая периодичность, изначально свойственная астрономическим явлениям, может сильно искажаться. Поэтому разнообразные процессы изменчивости океана могут быть разделены на несколько масштабных категорий, соответствующих основным обусловливающим их периодичностям. Обычно, исходя более из практических соображений, чем из природы изменчивости, различаются суточные (циркадные), синоптические (с периодом несколько суток), краткопериодные (внутриго-довые), сезонные (с периодом около года), межгодовые (от года к году), долгопериодные (с периодами в десятки лет), климатические (с периодами в сотни-тысячи лет) и геологические (с периодами в миллионы лет и больше) изменения. В данной статье рассматриваются лишь сезонная и межгодовая изменчивости. Сезонная изменчивость в водах умеренных широт является наиболее значительной, но межгодовая - наиболее практически востребованной.
.7 Прибреж/ / y
зон; еж^-^ЧГУд^ У ^Хтеченш^. ^/»чонаS pcKgj*Г
у/ сУбаР стическая зона
Субтропическая зона
132 136 140 в.д.
Рис. 1. Характерное расположение зон различных типов вертикальной структуры вод в северо-западной части Японского моря в августе (Зуенко, Юрасов, 1995)
Fig. 1. Usual arrangement of zones with different types of vertical water structure in the north-western Japan Sea in August (Зуенко, Юрасов, 1995)
Рассмотрим причины сезонной и межгодовой изменчивости. Наиболее очевидной и одновременно наиболее мощно действующей причиной является вращение Земли вокруг Солнца в положении с наклоненной к плоскости орбиты осью вращения. В результате изменений угла освещенности земной поверхности Солнцем в умеренных широтах происходит смена времен года, которая определяет как прямые сезонные изменения теплового баланса, так и сезонные изменения баланса пресной воды, влияющего на вертикальную устойчивость и, следовательно, перемешивание вод, а кроме того, сезонные изменения синоптической обстановки, в том числе ветра, влияющего на динамику и структуру
4
моря. Сезонный цикл совпадает также с периодом изменения расстояния между Землей и Солнцем, что влияет на силу солнечных приливов. Заметим, что, точно совпадая с оборотом вокруг Солнца по периоду, сезонная изменчивость, как правило, не является гармонической. Так, сезонные изменения температуры на поверхности моря из-за особенностей теплового баланса этого слоя отличаются затяжным прогревом и сравнительно быстрым выхолаживанием, а в умеренных широтах из-за развития зимой конвекции период минимальных температур значительно длиннее периода максимума температуры. Попытки аппроксимации реальных сезонных изменений суммой гармоник всегда приводят к необходимости введения дополнительных виртуальных гармоник, главной из которых является полугодовая. На наш взгляд, это усложняет выявление закономерностей как самого сезонного хода, так и межгодовых изменений его характера.
Приливные явления формируют в основном изменчивость с периодами в сутки и менее, которая здесь не рассматривается. Но многочисленные неравенства приливов, связанные с изменениями различных элементов орбиты Луны, проявляются в виде периодичностей более длинных периодов (табл. 1). Наиболее известны неравенства приливов, связанные с изменениями расстояния до Луны, меняющегося с периодом 27,55 сут (аномалистический месяц), и изменениями склонения Луны с периодом 27,32 сут (тропический месяц). Эти неравенства важны и в межгодовом плане из-за небольшой разницы между периодами, которая приводит к изменениям приливообразующей силы с периодом 4,4 года. Другой существенной причиной межгодовых изменений приливообразующей силы является обращение восходящего узла лунной орбиты вокруг Земли с периодом 8,85 года. Однако наиболее важен эффект изменения максимального склонения Луны, обусловленный изменениями угла между плоскостями орбиты Луны и экватора Земли. Этот угол меняется в пределах 18,29-28,58° с периодом 18,6 года (нодальный цикл, называемый также перигейно-сизигийным), что приводит к изменениям величины импульса долгопериодной составляющей приливообразующей силы в 1,34 раза (Ржонсницкий, Михайлова, 1973), т.е. на 3,3 % импульса приливообразующей силы. Следует отличать нодальный 18,6-летний цикл от 19-летнего эвекционного цикла изменчивости приливов, обусловленного тем, что лунный месяц (29,53 сут) не укладывается в солнечном году целое число раз, поэтому взаимодействие лунных и солнечных приливов имеет сложный временной ход, повторяющийся через 19 лет (235 лунных месяцев). Поскольку солнечные приливы гораздо слабее лунных, эвекционные изменения имеют меньшее значение, хотя, возможно, их следует иметь в виду.
Эффект, близкий к приливному, теоретически должны давать нутации оси вращения Земли, а также изменения скорости вращения Земли. Строго говоря, нутации - непериодическое явление, однако выделяется доминирующее колебание с периодом 425 сут, обусловленное собственными колебаниями Земли. Оно описывает движение полюса по эллипсу с большой осью 5,3 м и малой осью 4,5 м. Эта 14-месячная компонента, называемая «полюсным приливом», в сочетании с годовым циклом должна давать 7-летнюю периодичность. По оценкам И.В.Максимова (197°), сила «полюсного прилива» меняется с этим периодом примерно в 2 раза, что составляет порядка 5,3 % импульса приливообразующей силы (табл. 1). Заметим, что величина «полюсного прилива» непостоянна, так как нутации затухают и усиливаются с периодом 4°-6° лет.
Таблица 1
Параметры важнейших долгопериодных приливообразующих сил
Table 1
Parameters of the main tidal forces of low freq uency
Астрономическая причина Период, лет Размах изменения силы Доля общей дисперсии силы, %
Изменения максимального склоне-
ния Луны 18,6 1,3 раза 3,3
Различия периодов изменения рас-
стояния до Луны (27,55 сут) и
склонения Луны (27,32 сут) 4,4 Незначит. Незначит.
Обращение восходящего узла лун-
ной орбиты 8,85
Различие лунного и солнечного
месяцев 19
Нутации полюса Земли 5-7 2,0 раза 5,3
Изменения скорости вращения Земли - это полициклический процесс, происходящий под влиянием как внутренних (циркуляция атмосферы), так и внешних (приливообразующие силы, солнечный ветер, межпланетное магнитное поле) факторов, в результате действия которых продолжительность суток может меняться на несколько миллисекунд за 100 лет. При усилении скорости вращения и соответственно силы Кориолиса возрастает зональность процессов в атмосфере и океане, в частности, увеличивается повторяемость зональных форм атмосферной циркуляции.
Изменчивость самых разных периодов может быть связана с колебательными процессами в самом океане. Наиболее заметные из них имеют краткую периодичность (волны Россби, анемобарические сейши), но автоколебания, связанные с обращением в океанических круговоротах, имеют периодичность в несколько лет. В зависимости от размеров круговоротов крупные аномалии, которые могут быть выражены либо в интенсивности течений, либо в аномалиях каких-либо характеристик морской воды, проходят по ним за периоды от 6-10 лет (круговорот северной части Тихого океана) до менее года (круговорот северной части Японского моря). Примером другого механизма океанологических колебаний являются бифуркации Куросио, когда течение меняет траекторию своего движения с более прямой на меандрирующую и обратно, что резко меняет условия в зоне меандра, а может быть, и во всех районах в зоне влияния Куросио. Впрочем, бифуркации Куросио, возможно, происходят не самопроизвольно, а под действием внешних сил, например приливных.
Наконец, разнообразные колебания могут возникать в системе «океан-атмосфера», наиболее известными из которых являются квазидвухлетние колебания и непериодическое Эль-Ниньо Южное Колебание.
Обычно наблюдаемая в океане изменчивость обосновывается теми или иными вышеперечисленными процессами исходя из совпадения пе-риодичностей; способов убедительного обоснования той или иной привязки нет. Вместе с тем нельзя не отметить, что фактически изменения термического состояния вод происходят под действием непосредственных и очень конкретных процессов, описываемых уравнением баланса тепла:
dQ/dt = Qг - г^ + Qb + Qe + Qs + Qa + Qg + Qv,
где dQ/ dt - изменение теплосодержания некоторого объема воды в единицу времени; г - альбедо поверхности моря; Qг, Q Qe, Qs, Qa, Q , Qv -
6
потоки тепла - соответственно коротковолновая радиация, длинноволновая радиация, скрытый теплообмен (из-за испарения и конденсации), явный теплообмен, адвективный теплообмен, теплообмен с грунтом и вертикальный турбулентный теплообмен в толще воды. Известны эмпирические зависимости между метеорологическими характеристиками и большинством составляющих баланса, действующих на границе «океан-атмосфера» (Qr, Q Qe, Qs). Адвективный и вертикальный теплообмен в толще воды обусловлены динамикой вод. Таким образом, воздействие различных периодических процессов на термическое состояние вод может реализовываться с помощью лишь двух механизмов: либо через изменение погодных условий над морской поверхностью (при этом наибольшее значение имеют ветер, облачность, и влажность воздуха), либо через изменение динамики вод (как горизонтальной и вертикальной адвекции, так и перемешивания вод). Оценки роли отдельных составляющих теплового баланса, сделанные разными авторами (Радзиховская, 1961; Покудов, Тунеголовец, 1975; Даричева, 1992; Kondo et al., 1994; Kawamura, Wu, 1998; Zuenko, 2001а) для северо-западной части Японского моря, показывают, что наибольшее значение имеют три из них: скрытый теплообмен (обусловленный в основном скоростью ветра и относительной влажностью воздуха), коротковолновая радиация (зависящая, помимо времени года, также от облачности) и горизонтальная адвекция. Вертикальная адвекция (при апвеллингах) и вертикальный турбулентный теплообмен могут преобладать в локальных районах (Zuenko, 2001b), а длинноволновая радиация, явный теплообмен и теплообмен с грунтом в этой части моря не имеют первостепенного значения. Таким образом, периодические процессы могут влиять на температуру воды северо-западной части моря посредством изменений ветра, облачности, влажности воздуха и течений.
Интересно, что в условиях муссонного климата реальная значимость этих компонент сильно меняется от зимы к лету. Зимой, при преобладающих северо-западных ветрах, сгонных для северо-западной части моря, усиление ветра приводит к одновременному увеличению теплопотерь поверхностного слоя моря и на адвекцию, и на испарение. Поэтому изменения поля ветра в зимний период резко сказываются на термическом состоянии вод. Но летом усиление преобладающего юго-восточного ветра сказывается на тепловом балансе в северо-западной части моря не столь значительно, поскольку теплопотери на испарение компенсируются адвективным притоком тепла в условиях нагона (Zuenko, 2001a).
В исследовании использованы данные морских экспедиционных наблюдений с судов ТИНРО, ТУРНИФ, БИФ ТИНРО в пределах экономических зон России и КНДР, полученные в 1980-1990-е гг. К сожалению, длительные более ранние исследования ТИНРО оказались не вполне пригодны для решения поставленной задачи, так как они, как правило, не охватывали достаточно обширных акваторий, поэтому их использование привело бы к появлению «шума» во временных рядах, обусловленного пространственной изменчивостью. Поэтому из более ранних съемок ТИНРО использованы только съемки зал. Петра Великого (с 1960 г.) и данные стандартных разрезов (с 1926 г.). Другим важным источником данных являются данные японских НИС, работавших по программе НТС между Россией и Японией. Они также относятся к концу 80-х - 90-м гг. Небольшое количество данных получено с судов ДВНИГМИ и ДВО РАН, работавших в Японском море в 1993-2000 гг. в основном по совместным с ТИНРО программам. Для характеристики океанологичес-
ких условий в прибрежной зоне зал. Петра Великого использованы данные, собранные с маломерных судов ТИНРО в 1993-2000 гг.
Представление о внутригодовом распределении данных 19801990-х гг. в разные годы дают табл. 2, 3. Большинство данных относится к слою 0-200 м.
Таблица 2
Обеспеченность данными по глубоководной части моря (база данных FILBAS)
Table 2
Data list for deep-water area (FILBAS data base)
Год Янв. Фев. Март Аир. Май Июнь Июль Авг. Сен. Окт. Нояб. Дек. Всего в году
1980 * * * 3
1981 * * * * * 5
1982 * * * * * * 6
1983 * * * * * 5
1984 * 1
1985 * * * * * * * 7
1986 * * * * * * * * * 9
1987 * * * * * * * * 8
1988 * * * * * * * * 8
1989 * * * * * 5
1990 * * * 3
1991 * * * * * 5
1992 * 1
1993 * 1
1994 * * 2
1995 * * * * 4
1996 * * * 3
Итого в
месяце 3 338 8 8 9 9 8 10 5 2 76
Таблица 3
Обеспеченность данными по прибрежной части моря (база данных EXCEL)
Table 3
Data list for coastal area (EXCEL data base)
Год Март Апрель Май Июнь Июль Август Сентябрь Октябрь Ноябрь Декабрь
1980 *
1981 *
1984 **
1985 * * * * * * *
1986 * * * * * * * *
1987 * * * * * * * *
1988 * * * * * * *
1989 * * * * * * * * *
1990 * *
1991 *
1995 *
Хранение и сортировку данных осуществляли с помощью двух локальных баз данных, частично пересекающихся. Большая часть информации по глубоководной части моря (на стандартных горизонтах) содержится в базе данных РЦД ТИНРО и в ее локальной версии - базе FILBAS, разработанной В.Н.Филатовым и действующей в формате ASCII. Общий объем базы FILBAS по Японскому морю оценивается порядком 10000 станций, большинство из которых выполнено в 80-х гг. Данные по прибрежной части моря в основном содержатся в базе данных, созданной в лаборатории гидрохимии ТИНРО с использованием стандартных средств программного пакета EXCEL. Основу базы составляют данные,
8
собранные в зал. Петра Великого и на шельфе Приморья, в основном на малых глубинах, во второй половине 80-х гг. Общий объем этой базы оценивается примерно в 6000 станций, из которых около 4500 выполнено в прибрежных водах Приморья.
Методы анализа данных
В умеренных широтах в изменчивости большинства термических характеристик деятельного слоя моря резко преобладает сезонная составляющая. Она настолько доминирует, что на ее фоне становятся незаметными колебания меньшей, а особенно большей длительности, поэтому непременным условием исследования межгодовой изменчивости является предварительное удаление сезонного цикла, иначе говоря, переход от реальных значений величин к их аномалиям. При выполнении этой рутинной задачи, однако, могут возникнуть трудности, вызванные неоднородной обеспеченностью данными (табл. 2, 3). Формальный расчет средних месячных показателей может привести к ошибкам. Ошибки первого рода могут возникнуть, если средние для разных месяцев рассчитывать по данным за разные годы, при этом «климатический» сезонный ход за-шумливается межгодовыми различиями. Причина ошибок второго рода -внутримесячная изменчивость в случае большой ее величины: ведь средние месячные данные относятся к середине месяца, в то время как данные за какие-то месяцы могут быть собраны не обязательно в середину месяца, но в начале или в конце его. В этом случае, наоборот, ряды аномалий от таких средних месячных данных оказались бы зашумлен-ными сезонной изменчивостью, так как отражали бы не столько особенности конкретного года, сколько отличия среднемноголетнего срока сбора данных от срока сбора данных в конкретный год.
Для избежания ошибок первого рода в расчет среднемноголетних данных включали не все годы, а только наиболее обеспеченные данными, т.е. 1981-1991, за исключением 1984 г., - для глубоководной части моря и 1985-1989 гг. - для прибрежной. При этом из-за недостаточной обеспеченности данными для глубоководной части не рассчитывали средние за декабрь-февраль, для прибрежной - за январь-февраль. Для избежания ошибок второго рода для расчета норм и аномалий применяли следующую процедуру: вначале для каждого месяца в каждой зоне определяли среднюю дату сбора данных; затем для каждого из указанных лет строили график сезонного хода анализируемой величины с учетом средних дат; далее с графиков снимали данные на середину каждого месяца, применяя графическую интерполяцию; эти данные осредняли и по полученным средним месячным показателям строили кривую «климатического» сезонного хода; с этой кривой снимали среднемноголетние величины для каждого числа; фактические величины конкретного месяца за среднюю дату сбора данных сравнивали со среднемноголетними величинами за соответствующую дату, определяя аномалию, которую относили к этому месяцу.
Ряды средних месячных величин температуры характеризуют сезонную изменчивость. Отклонения реальных параметров от средних месячных, т.е. аномалии, характеризуют изменчивость как более крупных, так и более мелких масштабов. Для исследования межгодовых изменений от непрерывных рядов аномалий следует перейти к рядам аномалий с годовой дискретностью. Однако простое осреднение аномалий за год, по-видимому, некорректно, так как нельзя исключать того, что какие-то аспекты межгодовой изменчивости могут проявляться лишь в конк-
9
ретный сезон. Для выявления таких обстоятельств предварительно был проанализирован ход аномалий внутри тех лет, где данных для этого было достаточно. Во всех рядах обнаружилась сильная изменчивость, причем в рядах температуры действительно выявились периоды устойчивых аномалий, повторявшихся из года в год в определенные сезоны, и моменты (или переходные месяцы), в которые обычно происходила резкая смена аномалий, если она происходила. Для поверхностной температуры такими сезонами оказались май-июнь («весна»), июль-август («лето») и октябрь-ноябрь («осень»), в течение зимних месяцев (январь-март), аномалии, вероятно, тоже устойчивы, но в этом трудно быть уверенным из-за недостатка данных, а апрель и сентябрь являются переходными между сезонами. Для температуры на подповерхностных горизонтах выявляются периоды с мая по июль и с сентября по октябрь, причем аномалии в эти два периода мало различаются, но сильно отличаются от аномалий «зимних» (предположительно январь-март) и переходных месяцев - апреля, августа и ноября. Дальнейший анализ межгодовой изменчивости велся для рядов, относящихся к указанным сезонам, с дискретностью в год.
Основным методом анализа рядов межгодовых изменений избран спектральный анализ, выполнявшийся с помощью стандартных алгоритмов программного пакета «MEZOZAUR». Метод предполагает расчет функции спектральной плотности Кю):
Кю) = s2 [1 + 2R1cos(Qю) + 2R2cos(2Qю) + 2R3cos(3Qю) + ...], где s2 - дисперсия ряда; ю - частота; ^ - коэффициенты теоретической автокорреляционной функции ряда для ьтого лага; О = 0,5 (частота Найквиста). Практически в пакете «MEZOZAUR» Кю) рассчитывается сглаживанием функций спектральной плотности в скользящем окне, но, учитывая относительно небольшую длину имеющихся рядов аномалий температуры и стремясь получить оценки по возможности для более низких частот, принимали ширину скользящего окна равной длине ряда (максимальное число лагов автокорреляционной функции). Спектральную функцию рассчитывали для 100 частот. Этим методом найдены доминирующие частоты в спектрах межгодовой изменчивости, которые в основном оказались хорошо выраженными (т.е. им соответствовали явные пики спектральной плотности), хотя значения автокорреляционных функций для этих частот во всех случаях оказались ниже 95 %-ных доверительных границ.
Проанализирована когерентность доминирующих частот между разными водными массами и слоями, а также их когерентность по отношению к известным внешним циклическим процессам, из чего можно судить о природе той или иной составляющей изменчивости. С помощью полосового фильтра из рядов аномалий температуры выделены «чистые» колебания различных доминирующих периодов, что позволило определить тенденции развития основных процессов, определяющих изменчивость в последние годы.
Сезонная изменчивость
Основной поверхностной водной массой в северо-западной части Японского моря является субарктическая. Имеющиеся данные позволяют восстановить среднемноголетний сезонный ход температуры на поверхности моря, осредняя для каждого месяца с апреля по октябрь данные за 7-9 лет периода 1981-1991 гг. и за 5 лет для марта и ноября.
10
Полученная кривая представлена на рис. 2 и выглядит абсолютно типично для температуры на поверхности моря в умеренных широтах, поэтому не имеет смысла обсуждать ее форму.
20
Рис. 2. Средний по зонам Приморского течения и субарктической сезонный ход температуры воды на горизонтах 0 и 50 м: 1 - субарктическая зона, 0 м; 2 - субарктическая зона, 50 м; 3 -Приморское течение, 0 м; 4 -Приморское течение, 50 м
-2
CN
СО
Ю
CD
О
Fig. 2. Seasonal variation of water temperature at 0 and 50 m horizons averaged for the Primorye Current zone and Subarctic zone: 1 - Su b-arctic zone, 0 m; 2 - Subarctic zone, 50 m; 3 - Primorye Current, 0 m; 4 - Primorye Current, 50 m
Месяцы
Кривая среднемноголетнего хода температуры поверхностной шель-фовой водной массы (в зоне Приморского течения) менее обеспечена данными, однако отражает ту же общую закономерность сезонного хода с минимумом предположительно в конце февраля и максимумом в конце августа, различаясь лишь значениями температуры (рис. 2).
Ниже сезонного термоклина сезонная изменчивость температуры резко ослабевает, хотя и продолжает прослеживаться вплоть до 200300 м. Поскольку на температуру на горизонтах 20 и 30 м большое влияние оказывает топография сезонного термоклина, самым верхним из стандартных горизонтов, устойчиво находящихся в подповерхностном слое, является горизонт 50 м: на нем сезонная изменчивость максимальная. На рис. 2 представлены также графики среднемноголетнего сезонного хода температуры на горизонте 50 м в глубинной япономор-ской и глубинной шельфовой водных массах, подстилающих поверхностные воды соответственно в субарктической зоне и в зоне Приморского течения. В глубинной япономорской водной массе сезонный ход температуры лишь отдаленно напоминает ее ход на поверхности моря. Сходство ограничивается наличием одного хорошо выраженного максимума, правда, наблюдающегося позже, чем на поверхности, - в ноябре, и одного растянутого во времени минимума - примерно в феврале. В ходе прогрева от февраля к ноябрю кривая сезонного хода имеет обширное «плато» - участок примерно постоянной температуры с мая по сентябрь со слабо выраженным локальным максимумом в августе. Этот слабый максимум, очевидно, обусловлен существованием каких-то слабых процессов обмена теплом через термоклин и является, таким образом, слабым отголоском максимального августовского прогрева вод пятьюдесятью метрами выше. На более низких горизонтах этот слабый максимум не прослеживается. Основное поступление тепла на подповерхностные горизонты происходит поздней осенью, после ослабления термоклина,
который успешно препятствует теплообменным процессам вплоть до сентября. На более низких горизонтах сезонный максимум температуры наступает еще позже.
График сезонного хода температуры на горизонте 50 м в глубинной шельфовой водной массе имеет ту же форму, что и график хода температуры на поверхности моря, его максимум не смещен на более поздние месяцы, а наблюдается даже несколько раньше, чем на поверхности моря. Удивляет и размах сезонных колебаний температуры - почти 7 °С, что совершенно не свойственно водам ниже термоклина. Обе особенности объясняются природой формирования глубинных шельфовых вод. Они формируются в ходе приливного перемешивания поверхностного и подповерхностного слоев, поэтому их температура сильно зависит от температуры вышележащих вод. Но интенсивность процесса перемешивания снижается при усилении стратификации вод, и в августе-сентябре процесс проходит менее активно, чем в более ранние месяцы, поэтому максимум температуры в подповерхностном слое смещен на более ранний срок, по сравнению с поверхностным слоем, а в августе-сентябре температура уменьшается в связи с ослаблением перемешивания.
Поверхностная прибрежная водная масса распространена в зал. Петра Великого в течение теплого периода года. Поверхностный слой в кутовой части Амурского залива обычно занят приэстуарными водами. Графики сезонного хода температуры этих водных масс имеют форму, типичную для умеренных широт (рис. 3), с минимумом в феврале и максимумом в августе. Однако стоит обратить внимание на меняющуюся в течение года разницу между температурами этих водных масс. Прогрев приэстуарных вод идет быстрее, и в июле они почти на 3 оС теплее прибрежных вод. Хотя в августе это различие уменьшается, в период максимального прогрева они также теплее. Но выхолаживание приэстуарных вод осенью идет опережающими темпами: в октябре-ноябре их температура сравнивается с температурой прибрежных вод, а к началу зимы становится ниже нее. Такое поведение температуры при-эстуарных вод объясняется их малой тепловой инерцией из-за небольшой толщины поверхностного слоя как по причине малых глубин в кутовой части Амурского залива, так и вследствие резкого пикноклина (из-за перепада солености) там, где они выходят на глубокие места.
Рис. 3. Средний по прибрежной и приэстуарной (в Амурском заливе) зонам сезонный ход температуры воды на поверхности моря: 1 - прибрежная зона, 2 - приэстуарная зона Fig. 3. Seasonal variation of water temperature at the sea surface averaged for Coastal and Pre-Estuarine (in Amur Bay) zones: 1 -Coastal zone, 2 - Pre-Estuarine zone
Зимой большую часть акватории зал. Петра Великого занимают донные шельфовые воды, образующиеся при льдообразовании. По своей природе они сразу же имеют очень низкую температуру - ниже минус 1 °С, которая сохраняется в течение всей зимы. Весной донные шельфовые воды сохраняются только у дна в относительно глубоководных впадинах на шельфе залива, и их температура постепенно повышается, пока в мае-июне они не теряют свои экстремальные характеристики (табл. 4).
Таблица 4
Среднемесячная температура донных шельфовых вод, 0С
Table 4
Mean month temperature of the bottom shelf water mass, 0C
Месяц Декабрь Январь Февраль Март Апрель Май Июнь
Температура -1,2 -1,7 -1,8 -1,5 -0,7 -0,1 -0,1
Межгодовая изменчивость
Как сказано выше, целесообразно рассматривать межгодовую изменчивость отдельно для каждого сезона, поскольку они существенно различаются. На рис. 4 представлены графики межгодовой изменчивости температуры на поверхности моря в зоне субарктической структуры для весеннего (май-июнь), летнего (июль-август) и осеннего (октябрь-ноябрь) сезонов. Их различие очевидно. Из общих черт можно отметить лишь общие крупномасштабные тенденции для весны и осени (похолодание в первой половине 80-х гг., общее потепление в конце десятилетия и стабилизация в первой половине 90-х гг.). Но в последние годы тенденции весной и осенью оказались противоположными, что обусловило общий отрицательный тренд для весны и положительный - для осени. Летние изменения близки к осенним, но у них отсутствуют явно выраженные долгопериодные составляющие.
Рис. 4. Межгодовые изменения температуры воды на поверхности моря в субарктической зоне в разные сезоны: 1 -май-июнь, 2 -июль-август, 3 -октябрь-ноябрь
Fig. 4. Year-to-year changes of water temperature at the sea surface in Subarctic zone for certain seasons: 1 -May-June, 2 -July-August, 3 -October-November
Основная изменчивость весной и осенью обусловлена низкочастотными колебаниями с периодами 10-11 лет (весна) и 15 лет (осень): они совпали в середине 80-х, но в 90-х гг. разница в периодах привела к рассогласованию фаз. Среднечастотные колебания с периодом около 5 лет характерны только
13
3 i
а
о < -2
Y>i
\ Ч \ А 3 J/ i ♦
■ \ * А ;
v\/ I ♦ \ / >2
V V 1
1980 1982 1984 1986 " 1988 1990 1992 1994 1996 1998 2000
Спектры рядов также оказались очень разными.
для осени: они обусловили теплую осень 1987 и 1992-1993 гг. и холодную - 1985 и 1989 гг. Слабая короткопериодная (2-3-летняя) составляющая заметна только в изменчивости весенних температур.
В зоне Приморского течения аномалии температуры на поверхности моря были относительно устойчивы в периоды: апрель-май (весна), июль-август (лето) и октябрь-ноябрь (осень). Июнь и сентябрь - переходные месяцы, в них происходит обычно смена аномалий. К сожалению, ряды для весны и осени оказались непродолжительными и ограничены 80-ми гг. Можно лишь отметить, что положительные аномалии весной отмечались в начале и в конце этого десятилетия, а в середине преобладали отрицательные. Осенью отрицательные аномалии преобладали в первой половине 80-х гг., а положительные - во второй. Осенние наблюдения возобновились в 1995-1996 гг., выявив крупные положительные аномалии. Летний ряд (рис. 5) также обнаруживает преобладание долгопериодной изменчивости: температура была в целом ниже нормы в начале и в конце 1980 и 1990-х гг., выше нормы - в середине 1980-х и около нормы - в середине 1990-х. Спектральный анализ показал преобладание примерно 8-летней периодичности.
Рис. 5. Межгодовые изменения температуры воды на поверхности моря в зоне Приморского течения в июле-августе
Fig. 5. Year-to-year changes of water temperature at the sea surface in the P rimorye Current zone for July-August
Межгодовая изменчивость температуры поверхностных прибрежных вод также оказалась совершенно различной в разные сезоны (рис. 6). Весной температура была в целом ниже в конце 70-х и середине 80-х гг., а в начале и в конце 80-х - выше, чему в спектре межгодовых колебаний соответствует период около 7 лет. Но преобладают неустойчивые квазидвухлетние колебания. Они же абсолютно доминируют летом. Кроме того, летние температуры в период непрерывных наблюдений (19841997 гг.) обнаруживают положительный тренд: с середины 1980-х до середины 1990-х гг. средние температуры в августе возросли на 0,70,8 оС (по отрывочным данным, в начале 80-х гг. температура была еще ниже, но в 70-е гг. - выше). Осенние температуры в 90-е гг. также были значительно выше наблюдавшихся в середине 80-х. Отрывочные данные за 60-70-е гг. указывают на неоднократную смену долгопериодных тенденций осенних температур: в 60-е гг. вплоть до необычайно теплой осени 1971 г. наблюдался положительный тренд, сопровождавшийся резкими межгодовыми изменениями, в 70-е температура уменьшалась до смены тенденции примерно в 1984-1985 гг., затем она увеличивалась, но в начале 90-х стабилизировалась, с пока незначительной тенденцией к похолоданию. Периодичность этих колебаний превышает 20 лет.
Аномалии температуры верхнего слоя глубинных вод (на горизонте 50 м) в два выделенных сезона (май-июль и сентябрь-октябрь) раз-
14
личаются мало, поэтому мы сочли возможным рассматривать межгодовую изменчивость средних за эти месяцы аномалий, что позволило получить непрерывный ряд для всего периода исследований (рис. 7). Ряд характеризуется снижением температуры до минимальных значений во второй половине 8 0-х гг. и последующим ее ростом. Размах этого колебания составляет около 2 °С, т.е. оно сравнимо с сезонными изменениями! Отклонения от преобладающих тенденций имеют 5-7-летнюю цикличность.
Май
Август
Октябрь
Рис. 6. Межгодовые изменения температуры воды на поверхности моря в прибрежной зоне (в зал. Петра Великого) в разные месяцы
Fig. 6. Year-to-year changes of water temperature at the sea surface in Coastal zone (in Peter the Great Bay) for certain months
Аномалии температуры на подповерхностных горизонтах (50 м) на шельфе Приморья в течение большинства лет были устойчивы. Тем не менее мы попытались проанализировать изменчивость отдельно для пе-
15
риодов роста температуры (апрель-июль) и ее понижения (август-октябрь). Результаты оказались схожими: температуры были понижены в серединах десятилетий и возрастали на их рубежах, а также во второй половине 90-х гг. (на рис. 8 приведен более длинный ряд для апреля-июля). Спектр обоих рядов имел два максимума, соответствующих низкочастотным колебаниям с периодом 7-8 лет и неустойчивым квазидвухлетним колебаниям.
Рис. 7. Межгодовые измене-ния температуры воды на горизонте 50 м в субарктической зоне в мае-октябре
Fig. 7. Year-to-year changes of water temperature at 50 m horizon in Subarctic zone for May-October
Рис. 8. Межгодовые изменения температуры воды на горизонте 50 м в глубинной шель-фовой водной массе в апреле-июне Fig. 8. Year-to-year changes of water temperature at 50 m horizon in Deep Shelf water mass for AprilJune
Температура донных шельфовых вод (ДШ), наблюдающихся у дна в зал. Петра Великого зимой и весной, от года к году довольно стабильна. В наиболее длинном (с 1960 г.) имеющемся ряде для марта лишь в двух случаях за 30 лет отклонения от нормы превысили полградуса. Тем не менее небольшие аномалии температуры ДШ в марте имеют характерную межгодовую изменчивость с доминирующими 7-летними колебаниями. Заметен также слабый положительный тренд: в 60-е гг. средние температуры донных вод в марте были примерно на 0,3-0,4 оС ниже, чем в наши дни.
Анализ межгодовой и долгопериодной изменчивости температуры воды
Хотя закономерности изменчивости температуры воды в северозападной части Японского моря известны недостаточно хорошо, что и
16
Gong, Kang, 1986 + + + +
Watanabe et al., 1986 + +
Nakamura, 1992 + + +
Isoda, 1994 + +
Hirai, 1995 + + +
Isoda, Korematsu, 1995 + + +
послужило причинои данного исследования, для юго-восточной части моря такие закономерности выявлены. Результаты исследований долгопериодной изменчивости (см., напр., Nitani, 1972; Ponomarev et al., 1996; Minobe, 1997; Ponomarev, Salyuk, 1997) сводятся к тому, что в последние десятилетия в глубинных и донных слоях существует хорошо выраженный и статистически значимый положительный тренд температуры воды, а в поверхностном слое моря отмечаются существенные циклические изменения температуры при доминировании периодов в 14 мес, 2 года, 3-4 года, 5-6 лет и 9-10 лет (табл. 5).
В с е в ер-Таблица 5 ной глубокоОсновные периоды межгодовой изменчивости водной част и температуры воды на поверхности юго-восточной части моря подобные Японского моря, отмеченные в разных литературных
исследования
источниках
Table 5 проводились The main periodicities of SST interannual variation E .Н.Уран°-
in the south-eastern Japan Sea, noted in different sources вым (1971), ~ Периоды С .М.Климо-
Источник 14 мес 2-4 года 5-6 лет 9-10 лет вым (1986) и
Ю.И.Зуенко (1994a, б; 1998; Zuenko, 1994), которыми показано доминирование тех же 2-летнего, 5-6-
летнего и 9-10-летнего циклов. Четырнадцатимесячная изменчивость не выявлена для рядов температуры воды на поверхности моря, однако она доминирует в изменчивости интенсивности адвекции субтропических вод в северо-западную часть моря (Зуенко, 1998).
Гораздо менее исследована изменчивость температуры воды ниже сезонного термоклина. Накамура (Nakamura, 1992) показал, что в южной части моря на горизонте 100 м резко доминирует 9-10-летняя изменчивость, и лишь у Хоккайдо помимо нее начинает проявляться 7-8-летняя. По данным автора (Зуенко, 1994б), в ходе температуры верхних слоев глубинных вод на стандартном разрезе к югу от Владивостока в течение периода после 1926 г. абсолютно доминировали (и даже превосходили сезонную изменчивость) циклические изменения с неустойчивым периодом, менявшимся от 7 до 11 лет.
Представленные выше результаты для северо-западной части моря во многом соответствуют полученным ранее и дополняют их. Так, положительный тренд температуры в последние десятилетия ХХ в. отмечен не только в глубинных и донных водах, но и в поверхностных прибрежных водах. При этом заметим, что положительному тренду температуры в верхних слоях глубинных вод до середины 80-х гг. предшествовал отрицательный тренд. Ранее (Зуенко, 1994б) изменчивость температуры этой водной массы рассматривалась на примере более длинного ряда (с 1932 по 1993 г.) средней температуры в слое термоклин-200 м за пределами шельфа на стандартном разрезе к югу от Владивостока. После удаления высоко- и среднечастотной межгодовой изменчивости были выявлены чередующиеся тренды, меняющие знак через 20-30 лет. Таким образом, наблюдаемый в 90-е гг. положительный тренд температуры
17
верхних слоев глубинных вод есть проявление низкочастотных колебаний с периодом около полувека, и следует ожидать его сохранения еще в течение по меньшей мере десятилетия.
Колебания с периодами порядка 10 лет отмечены в поверхностном слое глубоководной части моря, за исключением летнего сезона. Исода (Isoda, 1994; Isoda, Korematsu, 1995) связывает такую изменчивость с изменениями расходов Цусимского течения. Заметим, однако, что если такая связь кажется естественной для южной части моря, то для субарктических вод ее трудно истолковать. К тому же фазы 1 0-летних колебаний, обнаруженных Исода и нами, не совпадают. По Исода, температура после периода понижения в 70-е гг. имела минимум в начале 80-х гг., затем увеличивалась до максимума примерно в 1987-1990 гг. Э тим данным соответствуют изменения положения Полярного фронта (Зуенко, 2000). Но изменения температуры в субарктической зоне происходят иначе: с минимумом в 1986-1987 и максимумом в 1991-1993 гг. Поэтому, несмотря на совпадение периодичностей, представляется неверным распространять вывод Исоды на воды к северу от Полярного фронта. Более логично было бы искать причину квазидесятилетней изменчивости температуры в северо-западной части моря в изменениях теплообмена с атмосферой. Можно предположить, что термические условия на северо-западе моря в значительной степени определяются предшествующими типами синоптических ситуаций над Японским морем, классифицированными С.Ю.Глебовой (1998). Повторяемости этих типов также свойственна 1 0-летняя изменчивость, отражающая усиление-ослабление муссонов.
Исода (1994) относит 5-6-летнюю изменчивость температуры преимущественно к водам близ Японских островов и объясняет перераспределением тепла между двумя ветвями Цусимского течения, одна из которых следует непосредственно вдоль побережья, а другая - в открытом море. Ватанабе (Watanabe et а1., 1986) также связывает 5-6-летние колебания с Цусимским течением, но с изменениями температуры поступающих в Японское море вод, поскольку он проследил аномалии еще в Восточно-Китайском море и показал их ослабление по мере перемещения вод течением к северу. Накамура (1992) указывает на совпадение спектров аномалий температуры на поверхности Японского моря и аномалий зонального индекса атмосферной циркуляции над Дальневосточным регионом: усилению зональности соответствуют положительные аномалии температуры. Ю.И.Зуенко (2000) обнаружил 5-6-летнюю цикличность в положении Полярного фронта на центральном участке, совпадающую по фазе с изменениями температуры в юго-восточной части моря; логично предположить, что она также обусловлена изменениями в Цусимском течении. Но в северо-западной части моря 5-6-летняя цикличность почти не проявляется и заметна только в поверхностном слое субарктической зоны, в основном осенью, причем эти колебания не совпадают по фазе (почти противофазны) с колебаниями в юго-восточной части моря.
Напротив, не известные в юго-восточной части моря 7-8-летние колебания свойственны большинству водных масс северо-запада моря и особенно заметны в шельфовой зоне. Преобладание на шельфе 7-8-летних колебаний температуры, причем как в поверхностном, так и в подповерхностном слоях, по-видимому, указывает на общий механизм изменчивости. Е сли бы изменения в этих слоях были противофазны, это явно указывало бы на механизм приливного перемешивания, интенсивность которого, следуя изменчивости приливных течений, меняется с периодом около 8 лет, соответствующим периоду обращения лунного перигея.
Действительно, 7-8-летние изменения температуры в двух слоях происходят не синхронно, однако и не в противофазе, за исключением отдельных периодов. Поэтому механизм долгопериодной изменчивости температуры на шельфе Приморья пока не совсем ясен. В подповерхностных горизонтах субарктической зоны период среднечастотных колебаний оценен в 5-7 лет, но на более длительном ряде наблюдений показано (Зуенко, 19946), что при неустойчивости и негармоничности таких колебаний средний по 6 0-летнему ряду наблюдений их период составляет около 8 лет. На примерно такой же доминирующий период (102 мес) указывает и Накамура (1992), подвергший спектральному анализу двадцатипятилетний (1964-1988) ряд измерений температуры на горизонте 100 м к северу от 40о с.ш. Предположительно эти среднечастотные колебания также связаны с вариациями приливных течений, что проявляется в изменении интенсивности приливного перемешивания, обеспечивающего поступление тепла на подповерхностные горизонты. Из-за зависимости приливного перемешивания от стратификации вод появляется «шум», трансформирующий несущее колебание в негармонические флюктуации с неустойчивым периодом. Квазисемилетние колебания свойственны и температуре донных шельфовых вод в марте, причем они приблизительно синхронны «приливному» 7-8-летнему циклу межгодовых изменений температуры глубинных шельфовых вод в начале лета, что может показаться странным, поскольку формирование этой водной массы не связано с приливами. Но донные воды не формируются в марте, а лишь лучше или хуже сохраняют свои свойства, приобретенные в период льдообразования. У трата ими экстремально низкой температуры происходит в процессе турбулентного теплообмена с окружающими поверхностными и подповерхностными водами, а именно приливные течения являются основной причиной турбулентного перемешивания на шельфе. Поэтому синхронное повышение температур глубинных шельфовых и донных шельфовых вод при одновременном понижении температуры поверхностных вод Приморского течения, произошедшее на рубеже 80-90-х гг., надо полагать, является следствием (и признаком) усиления приливного перемешивания.
Двухлетняя цикличность является широко распространенной во всех природных процессах и обычно объясняется колебаниями в системе «атмосфера-океан». Но из исследованных водных масс чувствительной к таким колебаниям оказалась только поверхностная прибрежная, кроме нее квазидвухлетняя изменчивость выявлена только у весенних температур на поверхности моря в субарктической зоне. Ф азы двухлетнего цикла время от времени меняются на противоположные, поэтому спектры колебаний имеют локальный максимум не на периоде в 2 года, а между 2 и 3 годами. Исода (Isoda, 1994; Isoda, Korematsu, 1995) особо выделяет (для центральной части Японского моря) еще и 3-4-летнюю изменчивость температуры и объясняет ее мезомасштабными вариациями Полярного фронта, проявляющимися в смещениях меандров и вихрей. Действительно, такая изменчивость в положении западного меандра фронта обнаружена Ю.И.Зуенко (2000). Но в изменениях температуры водных масс такая периодичность нами не выявлена, очевидно, она была методически отфильтрована, поскольку на температуру водных масс положение фронта не влияет.
Заключение: основные особенности сезонной и межгодовой изменчивости температуры воды
Характер сезонной изменчивости температуры воды в северо-западной части Японского моря типичен для умеренного климата вообще:
19
сезонная изменчивость в поверхностных слоях имеет значительную амплитуду, превосходящую амплитуды изменений всех других масштабов, изменчивость уменьшается с глубиной, максимумы и минимумы температуры воды наблюдаются позднее соответствующих экстремумов температуры воздуха, причем с глубиной запаздывание увеличивается. Из особенностей сезонного хода температуры различных поверхностных водных масс отметим меньшую амплитуду изменчивости вод Приморского течения, что отражает влияние приливного перемешивания, и большую амплитуду изменчивости прибрежных, особенно приэстуарных вод, обусловленную сильной стратификацией. В подповерхностных слоях значительная сезонная изменчивость свойственна шельфовым водам, в то время как в глубоководной части моря она несущественна.
Межгодовая изменчивость температуры воды также различается между глубоководной частью моря, шельфовой и прибрежной зонами. В теплый период года для поверхностного слоя глубоководной зоны наиболее характерна квазидесятилетняя цикличность. В шельфовой зоне, как в поверхностном, так и в подповерхностном слоях, преобладает 7-8-летняя цикличность, вероятно, обусловленная приливными неравенствами. В прибрежной зоне доминируют квазидвухлетняя и 7-8-летняя цикличности изменчивости.
Предполагая, что отмеченные периодичности изменений температуры воды сохранятся и в ближайшем будущем, можно ожидать, что в начале первого десятилетия XXI в. весной и летом положительные аномалии температуры поверхностного слоя в северо-западной глубоководной части Японского моря будут уменьшаться с переходом к отрицательным, но будут сохраняться положительными осенью; в поверхностном слое зоны Приморского течения они будут в основном положительными в теплый период года, а в прибрежной зоне (в зал. Петра Великого) - очень неустойчивыми. В подповерхностных горизонтах, как в глубоководной части моря, так и на шельфе, ожидаются относительно высокие температуры.
Значительная часть кропотливой работы по формированию базы данных, необходимой для этого исследования, и обработке данных выполнена сотрудником ТИНРО-центра Ю.В.Новиковым, за что автор выражает ему благодарность.
Литература
Глебова С.Ю. Сезонное и межгодовое развитие синоптических процессов над Японским морем // Изв. ТИНРО. - 1998. - Т. 123. - С. 251-261.
Даричева Л.В. Особенности взаимодействия океана и атмосферы (на примере Японского и Охотского морей) // Вопросы гидрометеорологии и физической географии Дальнего Востока. - Владивосток: ДВГУ, 1992. - С. 127-133.
Зуенко Ю.И. Типы термической стратификации вод на шельфе Приморья // Комплексные исследования морских гидробионтов и условий их обитания. - Владивосток: ТИНРО, 1994а. - С. 20-39.
Зуенко Ю.И. Межгодовые изменения температуры в верхнем слое глубинных вод Японского моря // Комплексные исследования морских гидробион-тов и условий их обитания. - Владивосток: ТИНРО, 1994б. - С. 66-72.
Зуенко Ю.И. Элементы структуры вод Японского моря // Изв. ТИНРО. -1998. - Т. 123. - С. 262-290.
Зуенко Ю.И. Межгодовые изменения положения Полярного фронта в северо-западной части Японского моря // Изв. ТИНРО. - 2000. - Т. 127. - С. 37-49.
Зуенко Ю.И., Юрасов Г.И. Водные массы северо-западной части Японского моря // Метеорология и гидрология. - 1995. - № 8. - С. 50-57.
20
Климов С.М. Оценка крупномасштабной изменчивости температуры поверхности моря в зоне Цусимского течения // Тр. ДВНИГМИ. - 1986. -Вып. 125. - С. 3-7.
Максимов И.В. Геофизические силы и воды океана. - Л.: Гидромете-оиздат, 1970. - 447 с.
Покудов В.В., Тунеголовец В.П. Тепловой баланс Японского моря в начале весеннего прогрева // Метеорология и гидрология. - 1975. - № 3. - С. 74-84.
Радзиховская М.А. Водный и тепловой баланс Японского моря // Основные черты геологии и гидрологии Японского моря. - М.: АН СССР, 1961. -С. 132-145.
Ржонсницкий В.Б., Михайлова Н.В. Действие долгопериодных при-ливообразующих сил на океанографические условия // Тр. ВНИРО. - 1973. -Т. 41. - С. 88-98.
Уранов Е.Н. Прогнозирование межгодовых колебаний термического режима вод у юго-западного побережья Сахалина // Изв. ТИНРО. - 1971. - Т. 75. - С. 103-105.
Gong Y., Kang Y.-Q. Sea surface temperature anomalies off the southeastern coast of Korea // Bull. Fish. Res. Dev. Agency. - 1986. - Vol. 37. - P. 1-9.
Hirai M. Characteristic features of temporal and spatial fluctuations of sea surface temperature in the Japan Sea // Bull. Japan Sea Natl. Fish. Res. Inst. -1995. - № 45. - P. 1-23.
Isoda Y. Interannual SST variations to the north and south of the Polar front in the Japan Sea // Umi. - 1994. - Vol. 32. - P. 285-294.
Isoda Y., Korematsu H. Interannual variations of water temperature, salinity, and oxity vertical distributions in the Tsushima Current region // Umi to sora. - 1995. - Vol. 71, № 2. - P. 47-57.
Kawamura H., Wu P. Formation mechanism of Japan Sea Proper Water in the flux center off Vladivostok // J. Geophys. Res. C. - 1998. - Vol. 103, № 10. - P. 21611-21622.
Kondo T., Ostrovskii A., Umatani S. Climatologies of the surface fluxes over the Japan Sea // Proc. CREAMS'94 Int. Symp. - Fukuoka (Japan), 1994. - P. 29-42.
Minobe S. Climatic variability with periodicity of 50-70 years over the North Pacific and North America // Proc. CREAMS'97 Int. Symp. - Fukuoka (Japan), 1997. - P. 149-152.
Nakamura K. Interannual variation of the water temperature in the southern part of the Japan Sea // Umi to sora. - 1992. - Vol. 67. - Extra number. - P. 217-230.
Nitani H. On the deep and the bottom waters in the Japan Sea // Researches in Hydrography and Oceanography. - Tokyo: Hydrogr. Dep. Japan, 1972. - P. 151-201.
Ponomarev V.I., Salyuk A.N. The climate regime shifts and heat accumulation in the Sea of Japan // Proc. CREAMS'97 Int. Symp. - Fukuoka (Japan), 1997. - P. 157-161.
Ponomarev V.I., Salyuk A.N., Bychkov A.S. The Japan Sea water variability and ventilation processes // Proc. CREAMS 4th Workshop. - Vladivostok (Russia), 1996. - P. 63-70.
Watanabe T., Hanawa K., Toba Y. Analysis of year-to-year variation of water temperature along the coast of the Japan Sea // Progr. oceanogr. - 1986. -Vol. 17. - P. 337-357.
Zuenko Y.I. The year-to-year temperature variation of the main water masses in the north-western Japan Sea // Proc. CREAMS'94 Int. Symp. - Fuku-oka (Japan), 1994. - P. 115-118.
Zuenko Y.I. Seasonal cycle of heat and salt balance in Peter the Great Bay (Japan Sea) // Oceanography of the Japan Sea. - Vladivostok: Dalnauka, 2001a. - P. 220-225.
Zuenko Y.I. Wind-induced upwelling at Primorye coast, the Japan (East) Sea // Proc. 11th PAMS/JECSS Workshop. - Seogwipo (Rep. Korea) , 2001b. - P. 31331 6.
Поступила в редакцию 6.08.02 г.
