CC BY
37
2006
Известия ТИНРО
Том 145
УДК 551.465.5(265.53)
И.Ф.Мороз
ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА ГЕОСТРОФИЧЕСКИХ ТЕЧЕНИЙ ОХОТСКОГО МОРЯ
Предпринята попытка анализа вертикальной структуры геострофических течений Охотского моря в слое 0-1000 м. В основу работы положены фактические данные экспедиций 2001, 1988 и 1949 гг. Анализ вертикальной структуры течений выполнялся путем многократного изменения глубины отсчетной поверхности. Установлено, что за пределами шельфа доминирует двухслойная структура течений. Этот тип структуры характерен также для районов подводных поднятий в южной и северной частях моря и северной части эстуария Амура. Трехслойная структура наблюдается только на некоторых участках зоны Курильских проливов. Для зоны шельфа, а также для зал. Шелихова характерна однослойная структура течений. Распределение типов вертикальных структур не испытывает заметных межгодовых изменений.
Moroz I.F. Vertical structure of geostrophic currents in the Okhotsk Sea // Izv. TINRO. — 2006. — Vol. 145. — P. 289-303.
Vertical structure of geostrophic currents in the upper 0-1000 m layer of the Okhotsk Sea is analyzed on the base of selected surveys data for 1949, 1988, and 2001. To investigate the vertical structure, the depth of the reference surface was changed repeatedly. Two-layer currents dominate beyond the shelf, including the areas of subwater rises in the southern and northern parts of the Sea. Off the Amur River estuary, the two-layer structure dominates, too. The three-layers structure is observed in some Kuril staits. The shelf areas including the whole Shelikhov Bay are characterized by the single-layer structure of geostrophic currents. Distribution of the types of vertical structure has not any appreciable year-to-year changes.
В комплексе вопросов, относящихся к проблеме структуры и динамики течений Охотского моря, наименее изученным до настоящего времени остается вопрос об их вертикальной кинематической структуре. Информация по этому вопросу в специальной литературе практически отсутствует. Крайне редко подобные сведения присутствуют в работах, основанных на натурных данных (Kitani, Shimazaka, 1971; Takizawa, 1982). Очень ограниченную информацию иногда можно найти в работах по численному моделированию течений (Зырянов, 1974; Васильев, Храпченков, 1994; Залесный, Конторовский, 2002). В большинстве работ по динамике вод Охотского моря задача исследования вертикальной структуры течений обычно и не ставится, а попутно полученные по этому вопросу сведения, как правило, слишком общи. Несколько чаще вертикальная структура течений, с различной степенью подробности, рассматривается в работах по водообмену между Охотским морем и океаном (Ванин, Юрасов, 1998). Подобное положение с изученностью этого вопроса характерно и для других дальневосточных морей. Надо признать, что на сегодняшний день вертикальная структура океанических течений рассмотрена значительно полнее (Бурков, 1980).
Океаническую циркуляцию на различных глубинах принято рассматривать в соответствии с делением водной толщи по термохалинным признакам (Бур-
ков, 1970). Предполагается, что в пределах каждого элемента (слоя) структуры характер переноса сохраняется без принципиальных изменений. Это можно рассматривать как признание соответствия термохалинной и кинематической структур океанической толщи. При анализе масштабной структуры океанических течений такой подход логически обоснован и удобен. При изучении вертикальной структуры течений окраинных морей, имеющих развитый шельф, большие перепады глубин, своеобразную систему обмена с океаном и другими морями, более целесообразен анализ структуры толщи по кинематическим признакам. К тому же надо принимать во внимание, что полное соответствие между термохалинной и кинематической структурами водной толщи все же отсутствует.
Недостаточная изученность вертикальной структуры течений объясняется не только сложностью проблемы, но и отсутствием достаточно простой и надежной методики анализа. Проблему пока не решает и разработанный сравнительно недавно Н.П.Булгаковым и С.Н.Булгаковым (1995) метод анализа вертикальной структуры геострофических течений, основанный на раздельном вычислении ба-роклинной и баротропной составляющих горизонтального градиента гидростатического давления. Метод обоснован теоретически, и получаемые результаты достоверны, однако его применение сдерживается особенностями расчета одной из составляющих градиента давления — баротропной.
Если расчет бароклинной составляющей не вызывает каких-либо затруднений, то для вычисления баротропной необходимы данные или инструментальных наблюдений над течениями, или по положению уровенной поверхности данного района. Данные инструментальных наблюдений по дальневосточным морям до сих пор редки, а для расчета положения уровенной поверхности, кроме материалов океанографической съемки рассматриваемого района, необходимы данные по плотности воды с береговых ГМС, которые еще более редки. Все это, конечно, сдерживает использование этого корректного метода.
Если при выделении однородных по температуре и солености слоев (водных масс) во внимание принимают значения градиентов характеристик на их границах, то при анализе вертикальной кинематической структуры течений такой подход очень редко бывает результативным. Проблема в том, что термоха-линная структура вод и кинематическая структура течений связаны неоднозначно. Это прослеживается при анализе проявлений в термохалинной структуре вод даже сильных течений. Например, наблюдаемое иногда резкое проявление ядра течения Кромвелла в структуре термоклина (пикноклина) в виде расширения изотерм (изопикн) скорее исключение, чем правило. Отклик термохалинной структуры на присутствие этого сильного течения может быть любым и даже вовсе отсутствовать (Бурков, Монин, 1974). В Охотском море нет течений, подобных течению Кромвелла, и ожидать достаточно определенно выраженного проявления течений в распределении термохалинных характеристик здесь не приходится. Поэтому попытка анализа вертикальной структуры течений по кинематическим признакам представляется, пожалуй, единственно возможной.
По существу, первая информация о вертикальной структуре течений в проливах, связывающих Охотское море с океаном, и непосредственно в море содержится в научном отчете 1-го рейса э/с "Витязь" (август—октябрь 1949 г.) в Охотское море (Добровольский, Тимонов, 1952). В процессе обработки данных по температуре А.Д.Добровольский и В.В.Тимонов установили поступление в море океанических вод через прол. Крузенштерна на глубинах 750-1000 м. Анализ распределения на глубине 1000 м наивысших потенциальных температур (2,4 °С) позволил проследить распространение этих вод в море вплоть до района банки Кашеварова. Авторы пришли к выводу, что прол. Крузенштерна — единственный источник поступления глубинных вод из океана в море. Позднее, уже по материалам 4-го рейса э/с "Витязь" (1950), это предположение, хотя и не в столь категоричной форме (прол. Крузенштерна не единственный источник океанических вод), было
подтверждено (Добровольский, 1953). Относительно прол. Буссоль А.Д.Добровольским было высказано предположение о наличии в нем двухслойной структуры переноса, при которой в верхнем слое происходит поступление вод из океана, а в слое 500-1000 м — сток охотоморских вод в океан. Заметим, что экспедиционные исследования 80-90-х гг. прошлого столетия подтвердили предположение о прол. Крузенштерна как об одном из источников поступления в море глубинных океанических вод (Гладышев, Хен, 2004). Эти исследования также показали, что поступление в море океанических вод происходит и через другие проливы (Зырянов, 1974; Васильев и др., 1995; Ванин, Юрасов, 1998).
Среди публикаций, содержащих сведения о вертикальной структуре течений в некоторых проливах Курильской гряды, статья Н.С.Ванина и Г.И.Юрасова (1998) одна из немногих, в которой предпринята попытка анализа вертикальной структуры переноса в проливах Буссоль и Крузенштерна. Авторы отмечают достаточно сложную вертикальную структуру обмена в проливах. Это выражается, в частности, в реверсивном характере переноса вод в прол. Буссоль в слое 0500 м. Глубже, примерно до 1200 м, доминирует сток охотоморских вод, а на глубинах более 1200 м — поступление вод из океана. В прол. Крузенштерна поступление океанических вод происходит на глубинах с 850-900 м. В целом эти результаты согласуются с первыми оценками характера обмена между морем и океаном (Добровольский, Тимонов, 1952; Добровольский, 1953).
Вертикальная структура течений в прол. Лаперуза рассматривается в работе Т.И.Супранович с соавторами (2001). Сделан анализ непериодических течений в проливе по данным инструментальных наблюдений, проведенных в его центральной (45-46° с.ш. 142-143° в.д.) части. Было установлено, что летом в слое 0-65 м доминирует перенос восточного и юго-восточного направлений, связанный, очевидно, с течением Соя. Скорости переноса высоки — от 1 до 2 уз. По другим данным, течение Соя в прол. Лаперуза прослеживается в виде струйного потока только летом и только в слое 20-50 м (Пищальник, Архипкин, 1999). Согласно результатам моделирования, в прол. Лаперуза наблюдается двухслойная структура переноса, когда кроме потока восточного направления (течение Соя) существует еще и западное течение. Восточнее пролива, в открытом море, вертикальная структура переноса становится трехслойной (Залесный, Конторовс-кий, 2002). По мнению же японских исследователей (Takizawa, 1982), течение Соя в Охотском море распространяется в основном в слое от 200 до 400 м и в поверхностный слой смещается только в июне.
Материалы изучения течений на охотоморском шельфе Сахалина, в том числе данные инструментальных наблюдений, свидетельствуют о преобладании однослойной кинематической структуры на всех участках шельфа (Кочергин и др., 1999; Пищальник, Архипкин, 1999). Подобная точка зрения, основанная на инструментальных наблюдениях на разрезе по 53° с.ш., изложена в работе Мизу-ты с соавторами (Mizuta е! а1., 2003). Эти исследователи отмечают, что южный перенос на шельфе Сахалина наблюдается постоянно на всех горизонтах, но испытывает значительные сезонные изменения. Максимальные скорости, до 37 ± 9 см/с, отмечаются в январе, минимальные, 10 ± 8 см/с, — в июле. Отмечено также, что пространственная структура Восточно-Сахалинского течения неоднородна и представлена тремя потоками, два из которых приурочены к верхней части материкового склона и один прослеживается в октябре—ноябре непосредственно на шельфе. Надо сказать, что общепринятого мнения о пространственной структуре течений у восточного побережья Сахалина пока нет. По некоторым данным, в летнее время Восточно-Сахалинское течение не прослеживается (Мороз, 1994) и существует как устойчивый поток южного направления только в осенне-зимний период (Верхунов, 1997).
Иногда косвенные сведения о вертикальной структуре течений можно найти в работах, прямо не связанных с изучением динамики вод Охотского моря. На-
пример, в некоторых работах, посвященных изучению термохалинных условий придонных вод, высказывается предположение, что в районах образования и продолжительного застоя в придонном слое холодных осолоненных вод — продуктов зимнего выхолаживания — генерируется собственная циркуляция, которая влияет на структуру поля течений всего шельфа (Гладышев, 1998). Скорость этих придонных течений не более 1-2 см/с, а по другим оценкам — даже меньше (КИаш, Shimazaka, 1971). Но в целом, по литературным сведениям (КИаш, Shimazaka, 1971), однослойная структура течений характерна практически для всего североохотоморского шельфа.
Существует мнение, что такие донные воды формируются не только в северной части моря, но и в зал. Шелихова (видимо, у северного побережья), и на восточносахалинском шельфе, включая зал. Терпения. Предполагается, что из северо-западной части моря, примерно из района Шантарских островов, эти донные воды медленно смещаются в направлении мыса Елизаветы (северный Сахалин). У восточного Сахалина эти воды сползают по материковому склону вниз, до глубин, занятых водами с такой же плотностью. Здесь они формируют вдоль склона поток южного направления (Жабин, 1999). Возможно, именно об этом течении южного направления на материковом склоне Сахалина и упоминается в работе А.В.Верхунова (1997).
Результаты численных расчетов течений по различным прогностическим моделям, относительно вертикальной структуры течений, обычно мало информативны. Полученные результаты не всегда согласуются не только с результатами расчетов по другим моделям, что бывает нередко, но, что важнее, — с натурными данными. Например, из результатов численных расчетов установившихся течений в Охотском море следует, что с глубиной характер циркуляции в море не меняется (Зырянов, 1974).
Из приведенного выше обзора следует, что сведения, даже общего характера, о вертикальной кинематической структуре течений Охотского моря в литературе крайне редки. По существу, некоторые ограниченные сведения общего характера можно найти только в работах, посвященных проблеме динамики вод в некоторых проливах Курильских островов. В настоящей работе предпринята попытка анализа вертикальной структуры геострофических течений Охотского моря в верхнем 1000-метровом слое. Ограничение анализа глубиной 1000 м объясняется отсутствием в достаточном количестве полноценных глубоководных наблюдений. В качестве основы взяты материалы фоновой съемки моря, выполненной в августе—ноябре 2001 г. на НИС "ТИНРО". Дополнительно для оценки достоверности результатов анализа и выявления межгодовых различий в работе были использованы материалы летних съемок 1988 г. (НИС "Млечный путь"), 1949 и 1952 гг. (э/с "Витязь").
Для исследования вертикальной структуры использовался прием неоднократного изменения глубины отсчетной поверхности для пары (или разреза) станций и последующей оценки происходящих при этом изменений в структуре течений. Как известно, динамический метод расчета течений по своей сути метод интегральный: динамический рельеф каждой поверхности (стандартного горизонта) зависит от рельефа нижележащих поверхностей. Чем дальше от отсчетной находится исследуемая поверхность, тем значительнее влияние нижележащих горизонтов. Это особенно сказывается при кинематически неоднородной вертикальной структуре толщи. Поэтому при использовании динамического метода вертикальную структуру течений удается определить не всегда. Изменение глубины отсчетной поверхности снижает влияние глубинных слоев. В конечном счете последовательное изменение глубины отсчетной поверхности позволяет выявить близкую к реальной структуру течений в данной точке. Разумеется, этот прием, при своих достоинствах — простота применения и возможность контроля происходящих в структуре изменений, — небезупречен. Вероятность ошибки анализа тем выше, чем мень-
ше слой наблюдений сравнительно с глубиной места и чем выше дискретность наблюдений. Это может особенно сказаться при анализе структуры течений в глубоководных районах, где материалы подвесных станций не позволяют оценить влияние глубинных горизонтов на динамический рельеф вышележащих. Высокая дискретность (100, 200 и 500 м) наблюдений в глубинных слоях — причина не только приближенного определения положения границ между слоями, но и вероятности ее пропуска. В принципе, уточнение результатов анализа возможно, но только за счет увеличения глубины (до дна) и уменьшения их дискретности наблюдений в каждой точке. Прежде чем переходить к рассмотрению полученных результатов, следует сделать некоторые замечания и уточнения.
Как уже было отмечено, анализ выполнялся по подобранным парам станций и, следовательно, результаты анализа надо относить к некой срединной, между станциями, точке. Смена на некоторой глубине знака модуля скорости (направления переноса) не всегда связана с присутствием на этой глубине собственно глубинного течения. Анализ структуры течений на разрезах показал, что чаще такая смена происходит на станциях, расположенных в зоне контакта двух противоположно направленных, но хорошо развитых по глубине поверхностных течений. Дело в том, что конфигурация живого сечения каждого течения с глубиной изменяется, что и определяет вероятность прохождения вертикали зондирования (станции) через разные в кинематическом отношении слои. В настоящей работе речь идет об изучении не системы глубинных течений слоя 0-1000 м, что является задачей иного рода и должно стать целью будущих исследований, а только вертикальной структуры течений в разных районах Охотского моря.
Как было сказано выше, в качестве базовых данных использованы материалы летней съемки Охотского моря, выполненной на НИС "ТИНРО" в августе— октябре 2001 г. Океанографические станции сравнительно равномерно распределены по акватории моря. Для выявления межгодовых различий отбирались станции съемок разных лет, имеющие одинаковые или возможно близкие координаты. Например, станции, принятые для выявления межгодовых различий в глубоководной части моря, находятся между 45 и 49° с.ш. и 146 и 149° в.д. Вертикальная структура течений показана для разных по толщине слоев, что связано с выявлением реальной структуры течений в процессе изменения глубины от-счетной поверхности.
Анализ материалов фоновой съемки 2001 г. позволил решить основную задачу настоящей работы — определить тип вертикальной структуры течений в различных районах моря. Вместе с тем большой интерес представляла подробная структура течений в районах, отличающихся своеобразием гидрологических условий. К их числу надо отнести районы, прилегающие к проливам Курильской гряды, где вследствие обмена между морем и океаном возможна наиболее сложная структура течений. Не вполне очевидной представлялась структура течений в зал. Шелихова, а также на всем северном прибрежье моря, где в придонном слое могут долго сохраняться следы зимнего выхолаживания. Непростую структуру течений можно ожидать в Сахалинском заливе, где четко прослеживается влияние стока Амура, а также в районах подводных возвышенностей. Поэтому в настоящей работе помимо общей для моря типизации структур дается более подробная характеристика структур течений в его отдельных районах. Поскольку тип вертикальной структуры определялся по фактическим (не осредненным) данным, вероятность случайного результата довольно высока. На это, в частности, указывает появление в районах доминирования структуры одного определенного типа небольших по площади "вкраплений" структур другого типа.
Тем не менее картирование результатов анализа дает общее представление о размещении в море типов вертикальной структуры течений (рис. 1). Хорошо видно, что в пределах практически всей шельфовой зоны моря доминирует однослойная структура течений. Исключения — отдельные, иногда достаточно протя-
женные, участки шельфовой зоны, преимущественно в северной и северо-западной частях моря, редко — небольшие участки шельфа Сахалина и западной Камчатки. В этих районах вертикальная структура становится двухслойной. Более подробно о возможных причинах этого речь пойдет ниже.
структуры
Fig. 1. Distribution of the types of vertical structure geostrophic flow at the layer 0-1000 m in the summer 2001: 1 — one layer, 2 — two layers and 3 — three layers structures
За пределами шельфа, начиная со свала глубин северной части моря и почти повсеместно в южной, доминирует двухслойная структура течений. Двухслойная структура течений характерна не только для южной глубоководной части моря, но и для районов подводных поднятий в зоне шельфа (банка Ионы), верхней (банка Кашеварова) и нижней (возвышенности Института Океанологии, Академии Наук СССР) частей материкового склона, а также Сахалинского залива.
В области распространения двухслойного типа также наблюдаются локальные изменения типа структуры. Они связаны с районами распространения трехслойного типа структуры, локализованными в некоторых частях зоны проливов Буссоль и Крузенштерна. Кроме того, трехслойная структура встречается и на отдельных участках в районах подводных поднятий, например в районе возвышенности Академии Наук СССР. В целом трехслойная структура не характерна для слоя 0-1000 м в этой части моря. С большей вероятностью формирование трехслойной структуры в слое 0-1000 м можно ожидать в районах с высокой, как в зоне проливов, динамикой вод и районах со сложным рельефом дна.
Приуроченность двухслойного типа структуры к глубоководной части моря совершенно естественна. Эта часть моря — район распространения вод субарктической структуры. В слое 0-1000 м структура представлена двумя промежуточными слоями — холодным (ХПС) и теплым (ТПС), точнее, его верхней частью. Известно, что эти слои характеризуются разными по знаку вертикального градиента экстремумами температуры. Следовательно, у каждого слоя свой очаг формирования и, очевидно, своя система переноса, что и отразила проведенная типизация.
Появление "пятнистости" в районах с доминированием определенного типа структуры, по-видимому, связано не только с резкими изменениями глубин, что характерно для районов подводных поднятий, или еще какими-то иными внешними факторами. Нередко изменение типа вертикальной структуры наблюдается в рай-
онах со сравнительно монотонным полем глубин и невысокой динамикой вод. На первый взгляд, такие изменения носят случайный характер, что, конечно, не исключено при обработке фактических данных. Если же не принимать во внимание случайный результат, то наиболее вероятная причина — локальные изменения направлений переноса в слоях структуры, что при их несовпадении приводит к усложнению, а при совпадении, напротив, к упрощению структуры. Такие изменения характерны для районов со значительной завихренностью поля течений.
Такова общая характеристика размещения типов вертикальной кинематической структуры течений в Охотском море летом 2001 г. Оценить достоверность проведенного анализа можно сопоставлением полученных результатов с итогами анализа материалов других экспедиций. Результаты такого сопоставления по некоторым, наиболее интересным в гидрологическом отношении, районам приводятся ниже.
Из результатов анализа материалов 1949, 1952, 1988 и 2001 гг. следует, что в распространении типов вертикальной структуры течений существенных межгодовых изменений не наблюдается. Однослойный тип структуры доминирует в зоне шельфа, двухслойный — в одних и тех же районах открытого моря. Более заметны межгодовые различия в распространении трехслойной структуры. Так, в отличие от 2001 г., когда этот тип структуры был в основном приурочен к району проливов Буссоль—Криницына, в 1949 г. трехслойная структура была отмечена перед прол. Фриза и на некоторых участках северной части Курильской котловины. Отмеченные изменения вряд ли можно отнести к принципиальным, поскольку основной район формирования этого типа остался тем же — зона проливов Курильской гряды. От года к году характеристики слоев (толщины, глубины залегания) изменяются в довольно больших пределах. Например, по материалам 2001 г. двухслойная структура характеризовалась сравнительно тонким, обычно не более 75-100 м, поверхностным (верхним) слоем и мощным промежуточным, а в 1949 г. — двумя примерно одинаково развитыми по глубине слоями. Что-либо определенное сказать о параметрах двухслойной структуры в 1988 г. нельзя, поскольку съемка выполнялась до 500 м. В целом же надо отметить, что приводимые здесь параметры слоев получены при анализе слоя 0-1000 м и потому достаточно условны. Наиболее реальные параметры кинематической структуры могут быть получены только при анализе слоя "поверхность—дно". Межгодовые изменения в распространении типов вертикальной структуры течений совершенно естественны. Они определяются не только изменениями интенсивности и пространственного положения течений, но в значительной мере и синоптической ситуацией в районе (Бурков, 1970).
Межгодовые изменения структуры течений в плоскости разреза, пересекающего южную часть моря, очевидны (рис. 2). Они видны и в изменениях площадей живых сечений потоков, их конфигурации, в степени развития по глубине. По-видимому, и объемы переноса через плоскость сечения испытывают от года к году определенные изменения, о чем можно судить по изменению интенсивности переноса. Вместе с тем пространственная структура переноса — чередование в плоскости сечения "выходящих" и "входящих" потоков — сохраняется, как и в целом сохраняется вертикальная структура течений. Таким образом, в южной части моря тип вертикальной структуры не испытывает межгодовых изменений.
Большой интерес представляет вертикальная структура течений непосредственно перед проливами Курильской гряды. По существу, именно здесь, на удалении 60-90 миль от зоны проливов, формируется та вертикальная структура течений, которая и должна в основном прослеживаться в глубоководной части моря. Проведенный анализ показал, что здесь, практически на всем протяжении этой зоны — от прол. Фриза до Четвертого Курильского, — преобладает двухслойная структура течений, устойчиво сохраняющаяся в межгодовом аспекте (рис. 3).
о
1 оо 200 300 4 ОО 500 600 700 800
50 38:1 49 02
51 56 : 1 54 13
20 40
80 100 120 140 160 180 200
47 44: 145 18
51 45: 155 54
Я -
S 50
100 150 200 250 300 350 400
1988
0 50 100 150 200 250 300 350 400
0l
я -
я 50-
100 150 200 250 300 350 400
"54 00";Т 56"80""
50 100 150 200 250 300 350 400»
Рис. 2. Вертикальная структура переноса (см/с) на разрезе в южной части Охотского моря. Штриховкой показаны течения "из чертежа"
Fig. 2. Vertical structure of the flow (sm/s) along same tracks in the south part of the Okhotsk Sea. Here and further — flows from draft is shaded
45 35; 148 15
47 42; 152 20
20 40 60 80 100 120 140 160 180 200
46 52; 149 00
50 25; 154 00
46 52; 151 00
48 50; 153 06
200 400 600 800 1000 1200 1400
100 150 200 250 300
0 20 40 60 80 100 120 140 160 180
Рис. 3. Вертикальная структура переноса на разрезе в южной части Охотского моря вблизи проливов Буссоль и Крузенштерна, см/с
Fig. 3. Vertical structure of the flows in the south part of the Okhotsk Sea along the same tracks near of the Bussol and Kruzenshtern Straits, sm/s
0
0
1000
0
0
0
200
300
400
500
0
50
Для двухслойной структуры в этой части моря характерна большая изменчивость параметров слоев структуры. В некоторых локальных районах структура течений, напротив, очень устойчива и однородна во всем 1000-метровом слое. Например, в районе проливов Крузенштерна—Криницына, примерно на одном и том же участке (48-49° с.ш. 150-152° в.д.) в 2001, 1988 и в 1949 гг. в слое 01000 м наблюдался устойчивый однонаправленный перенос, ориентировочно северо-западного, относительно положения разреза, направления. Межгодовые изменения толщин слоев и положению границ между ними, вероятно, связаны с межгодовыми колебаниями интенсивности обмена между морем и океаном.
Материалы съемки 2001 г. позволяют рассмотреть вопрос о возможных изменениях вертикальной структуры океанических вод после их прохождения через проливы. Несмотря на разную протяженность океанского (до 47° с.ш.) и охотоморского (до 48° с.ш.) разрезов, сопоставление показывает, что кинематическая структура океанических вод после проливов принципиально не изменяется (рис. 3 и 4).
Рис. 4. Вертикальная структура переноса (см/с) на разрезе перед прол. Буссоль. Тихий океан, август 2001 г.
Fig. 4. Vertical structure of the flows (sm/s) along of the section front of the Busslol Strait. Pacific Ocean, August, 2001
Вероятно, отсутствие резких изменений структуры потоков можно объяснить тем, что прол. Буссоль по своим морфометрическим параметрам не относится к категории так называемых "узкостей", протекание вод через которые всегда сопровождается увеличением скоростей и соответствующим изменением структуры потоков.
Структура течений на шельфе восточного Сахалина и западной Камчатки в межгодовом аспекте не претерпевает изменений. В этих районах (до свала глубин) очевидно доминирование однослойной структуры. В зоне свала, как правило, происходит усложнение вертикальной структуры за счет появления слоя с иным, относительно верхнего слоя, направлением переноса. Так, по результатам анализа материалов 1949, 1988 и 2001 гг., на восточносахалинском шельфе преобладала однослойная структура переноса. За свалом, начиная с глубин 250-300 м, в придонном слое наблюдается слабый южный перенос. В принципе такие же изменения в структуре течений происходят и в районе западнокамчатского свала — сохранение северного переноса в верхнем слое и формирование южного в придонном. Эти изменения структуры, по-видимому, имеют орографическую природу и характерны для районов с резкими изменениями глубины. Но выше свала, за некоторыми исключениями, вертикальная структура остается однослойной.
Исключение следует сделать для некоторых районов североохотского шельфа, где зимой формируются выхоложенные (до минус 1,7 — минус 1,8 °С) и осолоненные (до 33,6-33,7 %о) донные воды. Существует мнение, что эти воды не только "сползают" вниз по материковому склону в глубоководную часть моря
(Жабин, 1999), но и генерируют собственную термохалинную циркуляцию, которая оказывает влияние на структуру течений всего шельфа (Гладышев, 1998).
Действительно, на некоторых участках шельфа вертикальная структура течений бывает двухслойной — с хорошо развитым переносом в верхнем слое и с определенно выраженным, но очень слабым течением в придонном. По некоторым оценкам, сколько-нибудь заметный перенос в придонном слое вообще отсутствует (КИаш, Shimazaka, 1971). В процессе анализа материалов 2001,1988 и 1949 гг. было установлено, что в пределах шельфа двухслойная структура течений всегда приурочена к районам с остаточными "пятнами" зимних вод. Вместе с тем в северо-западной части моря, где такие воды распространены едва ли не повсеместно, двухслойная структура течений встречается локально. Так, по данным 2001 г. двухслойная структура течений была на станциях 112-113 (средние координаты 54°47' с.ш. 14046' в.д.) при температуре придонных вод соответственно минус 1,74 и минус 1,72 °С, но на ст. 117-118 (55о50' с.ш. 140о39' в.д.) при температуре у дна минус 1,73 и минус 0,50 оС структура была однослойной, а на ст. 139-140 (56о40' с.ш. 144о33' в.д.) при температуре минус 1,73 и минус 1,19 °С — снова двухслойной (рис. 5).
Рис. 5. Вертикальная структура течений в одном из районов северо-западной части Охотского моря
Fig. 5. Vertical structure of the flows in the one of area of the north-western part of the Okhotsk Sea
Подобная смена типов вертикальной структуры в зоне шельфа наблюдалась и в 1988 г. Так, на ст. 95-96 (56°35' с.ш. 139°35' в.д.) при температуре минус 1,4 и минус 1,8 °С и ст. 128-129 (58°2Г с.ш. 144°09' в.д.) при температуре минус 1,7 °С наблюдалась двухслойная структура, а на ст. 93-94 (56°37' с.ш. 146°37' в.д.) при температуре плюс 0,6 и минус 0,7 °С — однослойная. По материалам съемки 1949 г. структура течений на северном шельфе моря даже в районах с отрицательными (до минус 1,75 °С) температурами придонных вод была, как правило, однослойной. Следовательно, отрицательные значения придонных температур следует рассматривать как необходимое, но недостаточное условие формирования структуры течений двухслойного типа. На основании результатов анализа можно констатировать, что присутствие вод, образовавшихся в процессе зимнего выхолаживания, всегда инициирует придонную циркуляцию. Усложнение структуры — появление двухслойности — происходит при несовпадении направлений переноса в придонном и поверхностном слоях. В зависимости от суровости предшествующей зимы, определяющей степень выхолаживания и масштабы распространения образовавшихся вод, придонные течения или могут носить очаговый характер, или образовывать общую систему переноса. Тип структуры в районе этих вод может меняться.
Менее определенна ситуация с типом структуры течений в зал. Шелихова. Судя по имеющимся данным, в заливе двухслойная структура течений (рис. 6). Такой тип структуры складывается за счет присутствия в желобе залива придон-
298
ного течения. Однако это течение не всегда выражено достаточно определенно. Например, в 2001 г. оно прослеживается вполне явственно, а в 1952 г. (и 1949 г.) его присутствие не столь очевидно. Возможно, эта неопределенность связана с изменениями направления течения, которое в 2001 г. направлено из залива, а в 1952 г. — в залив. Не исключено, что по своей природе это приливное течение, и тогда его направление определяется фазой прилива. Сопоставление судового времени выполнения разрезов 2001 и 1952 гг. (и 1949 г.), в общем, не противоречит этому предположению.
Рис. 6. Вертикальная структура переноса в зал. Шелихова, см/с Fig. 6. Vertical structure of the flows at the Shelikhow Bay, sm/s
Очень коротко о пространственной структуре течений в заливе. На входе в залив, вдоль его юго-восточного берега, во всем слое от поверхности до дна наблюдается устойчивый поток вод в залив и у противоположного (северо-западного) берега — хорошо развитый поток из залива. В южной части разреза, вблизи берега, отчетливо просматривается прибрежное стоковое, по направлению юго-западное, течение. Вблизи противоположного берега залива, по данным 2001 г., прослеживается другая ветвь этого прибрежного течения, направленная в залив. Таким образом, структуру течений в заливе определяют две системы переноса — прибрежная антициклонического характера и мористая — циклонического. Структура течений в заливе, очевидно, не испытывает серьезных межгодовых изменений (рис. 6).
Межгодовая устойчивость типа вертикальной структуры характерна и для районов подводных поднятий. Из результатов анализа следует, что тип вертикальной структуры не зависит от того, в мелководной или в глубоководной частях моря находится поднятие. В обоих случаях обычно формируется двухслойная структура. Это характерно и для банки Кашеварова, расположенной в верхней части материкового склона, и для возвышенности Института Океанологии, находящейся в его нижней части.
Вертикальная структура течений в районе банки Кашеварова показана на разрезах, построенных по материалам съемок 2001, 1988 и 1949 гг. (рис. 7). Следует иметь в виду, что хотя разрезы расположены недалеко один от другого, их ориентация в пространстве, положение относительно вершины поднятия и количество станций на каждом различны. Вертикальная структура течений в районе поднятия сложна и неоднородна. На некоторых участках плато вертикальная структура течений определенно двух-, иногда трехслойная, на других — однослойная. Сопоставление разрезов показало, что, несмотря на заметные различия в положении потоков в плоскости разрезов, тип вертикальной структуры течений в районе банки остается неизменным. Межгодовые различия, как и в других районах со сложной структурой течений, проявляются в изменении параметров и положения слоев. Обычно эти изменения невелики, а иногда, на близко расположенных частях разрезов разных лет, практически отсутствуют (рис. 7). Такая устойчивость структуры представляется вполне закономерным явлением,
поскольку принципиальные изменения должны быть связаны с очень серьезными долговременными изменениями структуры поля течений в районе банки, что в принципе маловероятно.
Рис. 7. Вертикальная структура течений в районе банки Кашеварова Fig. 7. Vertical structure of the flows in the area of the Kashevarov Bank
Для структуры течений над возвышенностью в глубоководной части моря также характерна некоторая пространственная неустойчивость, которая выражается в смене типа структуры при переходе из одной части района подводного поднятия в другую — от трехслойного к двух- или однослойному (рис. 8). Вероятно, это связано как с резкими изменениями глубин в районе возвышенности и интенсивности течений в районе поднятия, так и с локальными изменениями направлений переноса в одном слое относительно другого. Пространственные изменения структур прослеживаются и по материалам съемки 1949 г. и, по-видимому, являются не эпизодами, а нормой для таких районов.
Надо заметить, что случаи усложнения вертикального типа структуры течений — появление трех-, иногда четырехслойных структур — не так и редки. Своеобразие таких многослойных структур проявляется в появлении нескольких тонких (10-30 м) подповерхностных слоев. Толщины этих слоев, их приповерхностное залегание позволяют считать формирование подобных структур эпизодическим явлением, связанным с резкими изменениями структуры поля течений и синоптической ситуации, а существование — кратковременным.
Подытоживая результаты проделанной работы, можно констатировать, что применение метода, основанного на изменении глубины отсчетной поверхности, позволяет получать объективную информацию о вертикальной структуре течений. Возможности и надежность методики снижаются при обработке материалов подвесных станций. Большая дискретность наблюдений может существенно затруднить, а в отдельных случаях и не дать возможности надежно определить положение границ между слоями. Независимым критерием достоверности сделанных выводов является совпадение результатов анализа структуры течений, выполненного по материалам разных лет для одних и тех же районов моря.
О 5 О 1 00 1 50 200
О 20 40 60 80 100 120 140 160 мили 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200™
Рис. 8. Вертикальная структура течений в районе возвышенности Института Океанологии
Fig. 8. Vertical structure of the flows in the area of the Institution Oceanology Raising
Проведенный анализ позволил выявить основные закономерности распределения типов вертикальной структуры геострофических течений в верхнем 1000-метровом слое Охотского моря. Было установлено, что в глубоководной части моря, включая область материкового склона вплоть до свала глубин, доминирует двухслойная структура течений. Исключение — очень небольшие по площади районы в зоне Курильских проливов и подводных возвышенностей, где может наблюдаться более сложная структура. Появление многослойных структур, по-видимому, носит эпизодический, кратковременный характер. Для районов подводных поднятий характерна двух—трехслойная структура. Двухслойная структура течений наблюдается и в северной части Сахалинского залива, куда поступают воды из эстуария Амура.
Для течений североохотоморского, восточносахалинского и западнокамчат-ского шельфов в целом характерна однослойная структура. В некоторых районах североохотоморского шельфа, где в течение всего теплого периода года устойчиво сохраняются следы зимнего выхолаживания — холодные и осоло-ненные донные воды, — формируется двухслойная структура. Двухслойность проявляется при несовпадении направлений переноса в ее верхнем и нижнем слоях. Судя по длительности сохранения "пятен" таких вод, скорости переноса в придонном слое крайне низки. Маловероятно, что такой придонный перенос может оказывать сколько-нибудь заметное влияние на общую циркуляцию вод шельфа. Циркуляцию шельфовых вод в кинематическом отношении, вероятно, правильнее рассматривать как одно целое от поверхности до дна, без деления на слои. Поэтому резко выраженная летом термическая переслоенность шельфо-вых вод, обусловленная образованием сезонного термоклина, не оказывает влияния на их вертикальную кинематическую структуру. Следовательно, какое-либо соответствие между термохалинной и кинематической структурами вод вроде бы отсутствует, однако определенная сообразность между ними все же наблюдается. На это указывают результаты анализа вертикальной структуры течений в южной части моря. На некоторых станциях с двухслойной структу-
рой течений нижняя граница второго слоя проходила на участке Т^-кривой, относящемся к верхней части ТПС. Эта часть характеризуется небольшими (0,01-0,02 °С/м) положительными градиентами температуры. Именно здесь, согласно теории Т^-анализа, и проходит граница между ХПС и ТПС. Каждому из этих промежуточных слоев присущи свой экстремум температуры, свой очаг формирования и своя система переноса. В таком случае Т^-кривая, как показатель термохалинного строения какой-то части водной толщи, должна отражать и ее кинематическую структуру.
Такое предположение очень интересно и представляется достаточно обоснованным, хотя требует более детальной проработки. Это необходимо и потому, что при анализе вертикальной структуры течений в глубоководной части моря нередко положение границ между слоями оказывалось не соответствующим общепринятым представлениям о положении границ между водными массами субарктической структуры. Такие несоответствия, как уже отмечалось выше, по своей сути издержки метода анализа, которые проявляются при использовании данных "подвесных" станций в районах со сложной вертикальной структурой течений. Для задачи настоящей работы это обстоятельство не имело принципиального значения, но при послойном анализе циркуляции оно очень существенно и его необходимо учитывать.
Вполне ожидаемый результат анализа — пространственно-временная устойчивость распространения типов структуры. Действительно, трудно представить, какими должны быть макромасштабные изменения океанологических условий моря, следствием которых стали бы кардинальные изменения структуры поля течений и распространения типов вод. Вероятность таких изменений ничтожно мала. На это указывают, в частности, результаты качественного анализа гидрологических условий Охотского моря в последнее ледниковье (Басов и др., 2000). Они показывают, что в рассматриваемый период тихоокеанские воды поступали в Охотское море через те же проливы, что и сейчас (Четвертый Курильский и Крузенштерна) и распространялись в диапазоне глубин от 200 до 2000 м, что также не противоречит современным представлениям. Следовательно, кардинальных изменений в механизме (возможно, и объемах) обмена между морем и океаном, а также в распространении океанических вод в бассейне моря за прошедшие тысячелетия не произошло, поэтому нет оснований ожидать таких изменений и в обозримом будущем.
Менее ожидаемым оказался результат анализа кинематических структур течений после прохождения их через проливы. Известно, что Курильские проливы заметно различаются по морфометрическим параметрам (Васильев и др., 1995). Наряду с достаточно широкими и глубокими проливами есть и сравнительно узкие и мелководные. Анализ был выполнен для двух широких и глубоких проливов и не показал принципиальных изменений структур потоков после прохождения ими проливов. Не исключено, что этот результат справедлив только для проливов этого типа, но после узких и, главное, мелководных, таких как проливы Екатерины, Первый Курильский и некоторые другие подобные, вертикальная структура течений будет существенно изменяться. Эта проблема, а также вопросы соотношения кинематической и термохалинной структур, уточнения структуры течений в зал. Шелихова требуют дополнительного рассмотрения.
Литература
Басов И.А., Горбатенко С.А., Хусия Т.А. Гидрология Охотского моря в последнее ледниковье по данным фораминиферового анализа // Докл. РАН. — 2000. — Т. 375, № 5. — С. 680-684.
Булгаков Н.П., Булгаков С.Н. Динамический метод расчета течений и анализ вертикальной кинематической структуры // Морской гидрофизический журнал. — 1995. — № 6. — С. 41-52.
Бypкoв B.A. Общая циркуляция Мирового океана. — Л.: Гидрометеоиздат, 1970. — 253 с.
Бypкoв B.A., Moнин A.C. Исследования течения Кромвелла и данные Б-го рейса НИС "Дмитрий Менделеев" // Гидрофизические и гидрооптические исследования в Атлантическом и ^хом океанах. — М.: Наука, 1974. — С. 39-78.
Baнин H.C., Юpacoв Г.И. Водообмен между Охотским морем и ^хим океаном в проливах Буссоль и Крузенштерна // Метеорол. и гидрол. — 1998. — M 7. — С. 79-86.
Bacильeв A.C., Пoлякoвa A.M., Xpaпчeнкoв Ф.Ф. Анализ сезонной изменчивости интегральной циркуляции Охотского моря в связи с основными типами барических систем над его акваторией. Препр. — Владивосток: ТОИ ДВО РАН, 1995. — 35 с.
Bacильeв A.C., Xpaпчeнкoв Ф.Ф. Планирование океанологического эксперимента (на примере Охотского моря) // Метеорол. и гидрол. — 1994. — M 8. — С. 64-70.
Bepxyнoв A.B. Развитие представлений о крупномасштабной циркуляции Охотского моря // Комплексные исследования экосистемы Охотского моря. — М.: ВНИРО, 1997. — С. 8-19.
Глaдышeв C.B. Tермоxалинная структура вод придонного слоя на северном шельфе Охотского моря // Метеорол. и гидрол. — 1998. — M 3. — С. 54-64.
Глaдышeв C.B., Xeн T.B. Распространение тихоокеанских вод в Охотском море // Докл. РАН. — 2004. — T. 397, M 6. — С. 823-826.
Дoбpoвoльcкиñ A^. Отчет гидрологического отряда // Отчет К.О.Э. на э/с "Витязь". T. 2: Работы в районе Курильских островов 1950 г. — М.: АН СССР, 1953. — Ч. 2. — С. 125-142.
Дoбpoвoльcкиñ A^., Tимoнoв B.B. Отчет гидрологического отряда // Отчет К.О.Э. на э/с "Витязь". T. 1: Работы в Охотском море в 1949 г. — М.: АН СССР, 1952. — С. 24-55.
Жaбин И.^ Вентиляция промежуточных вод в Охотском море // Метеорол. и гидрол. — 1999. — M 12. — С. 77-87.
Зaлecныñ B^., KomtoporcrhA C3. Численная модель ветровых, термохалинных и приливных течений Охотского моря // Океанол. — 2002. — T. 42, M 5. — С. 659-667.
Зыpянoв B.H. Численный расчет установившихся течений Охотского моря (прогностическая модель) // Tр. ВНИРО. — 1974. — T. 109. — С. 24-30.
Koчepгин ИХ., Pыбaлкo ^И., Пу^в B^., Шeвчeнкo T.B. Некоторые результаты обработки инструментальных наблюдений за течениями на Пильтун-Астохс-кой и Аркутюн-Дагинской площадях северо-восточного шельфа Сахалина // Гидрологические и экологические условия дальневосточных морей: оценка воздействия на морскую среду: Tем. вып. M 2. — Владивосток: ДВНИГМИ, 1999. — С. 96-113.
Mopo3 И.Ф. Гидрологические условия Охотского моря летом 1993 г. в период анадромных миграций лососей // Изв. ТОНРО. — 1994. — T. 116. — С. 111-121.
Пищдльник B.M., Apxипкин B.C. Сезонные вариации циркуляции вод на охото-морском шельфе острова Сахалин // Гидрологические и экологические условия дальневосточных морей: оценка воздействия на морскую среду: Tем. вып. M 2. — Владивосток: ДВНИГМИ, 1999. — С. 84-95.
Cyпpaнoвич Т.И., Юpacoв T.H., Koнcтaнтинoв T.A. Непериодические течения и водообмен в проливе Лаперуза // Метеорол. и гидрол. — 2001. — M 3. — С. 80-84.
Kitani K., Shimazaka K. On the hydrography of the northern part of the Okhotsk Sea in summer // Bull. Fac. Fish. Hokk. Univ. — 1971. — Vol. 23, M 3. — P. 231-242.
Mizuta G., Fukomachi Y., Ochshima K., Wakatsuchi G. Structura and seasonal variability of the East Sakhalin Current // Journ. Phys. Oceanogr. — 2003. — Vol. 33, M 11. — P. 2430-2445.
Takizawa T. Characteristics of the Soya Warm Current in the Okhotsk Sea // J. Oceanogr. Soc. of Japan. — 1982. — Vol. 38. — Р. 281-292.
Поступила в редакцию 20.12.05 г.
