CC BY
135
2013
Известия ТИНРО
Том 175
УДК 551.465.41(265.53)
А.А. Круц1, В.А. Лучин2*
1 Дальневосточный региональный научно-исследовательский гидрометеорологический институт, 690090, г. Владивосток, ул. Фонтанная, 24;
2 Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, 690041, г. Владивосток, ул. Балтийская, 43
вертикальная структура толщи вод охотского моря
Деление толщи вод Охотского моря на структурные элементы выполнено с использованием двух массивов океанографических данных. В первый массив включены данные за май-июль от поверхности до горизонта 290 м (487 768 станций, выполненных с 1932 по 2009 г.), во второй — за январь-декабрь от горизонта 300 м до дна (27 413 станций, выполненных с 1933 по 2009 г.). Информация сортировалась в сферические трапеции (с шагом по широте и долготе 2 град). Затем в каждом квадрате на всех горизонтах, кратных 10 м, рассчитывались количество имеющихся наблюдений, среднее, максимум, минимум и среднее квадратическое отклонение температуры и солености морской воды (для горизонтов от 0 до 290 м — за май-июль, а в слое от 300 м до дна — с января по декабрь). Рассмотрены различные подходы для выделения элементов вертикальной структуры толщи вод Охотского моря (основанные на графиках вертикального распределения температуры и солености, T-S-кривых, а также графиках вертикального распределения значений вертикальных градиентов температуры и солености). Получено, что графики вертикального распределения величин вертикальных градиентов температуры позволяют выделить все элементы структуры вод моря. В Курильской котловине моря (для определения глубины положения ядра и нижней границы промежуточных вод) необходимо дополнительно привлекать графики вертикального распределения величин вертикальных градиентов солености. Основными результатами стали карты пространственных распределений (глубина положения в метрах и плотность) параметров (верхние и нижние границы, а также глубины залегания ядер) всех известных водных масс Охотского моря: охотоморской водной массы (холодного подповерхностного слоя), промежуточной водной массы, глубинной тихоокеанской водной массы, а также водной массы южной котловины Охотского моря.
Ключевые слова: Охотское море, океанографические наблюдения, массивы данных, температура воды, соленость, T-S-кривые, графики вертикальных градиентов, водные массы, пространственные распределения.
Kruts A.A., Luchin V.A. Vertical water structure in the Okhotsk Sea // Izv. TINRO. — 2013. — Vol. 175. — P. 234-253.
Vertical structure of the Okhotsk Sea waters is studied on the base of two oceanographic data sets. The first one includes the data on water temperature and salinity collected in the layer from the sea surface to 290-m depth in May-July (in total, 48,776 stations between 1932
* Круц Андрей Анатольевич, начальник регионального центра океанографических данных, e-mail: [email protected]; Лучин Владимир Александрович, доктор географических наук, ведущий научный сотрудник, e-mail: [email protected].
Kruts Andrey A., head of regionaljceanographic data center, e-mail: [email protected]; Luchin Vladimir A., D.Sc., leading researche, e-mail: [email protected].
and 2009), while the second one includes the data in the layer from 300 m depth to the sea bottom collected in any season in the period from 1933 to 2009 (27,413 stations). All these data are distributed between grid squares of 2x2 degrees where the number of observations and average, maximum and minimum values of temperature and salinity and their standard deviations are calculated for each month with 10 m interval. After matching all these values with the square centers, three-dimensional distribution of temperature and salinity is determined and averaged vertical profiles of these parameters, their vertical gradients, and T-S curves are analyzed. Actually, the vertical gradient of temperature is sufficient to identify all elements of the water structure, except of the depth of core and lower limit of the Intermediate water in the Kuril Basin where the salinity gradients are used, too. Finally, the depth (in meters and density units) is defined for the core and lower and upper limits of all known deep water masses of the Okhotsk Sea, as the Subsurface (cold subsurface layer), Intermediate, and Deep water masses (including separately the Deep water of pacific origin and the Deep water of the southern basin of the Sea).
Key words: Okhotsk Sea, oceanographic observation, oceanographic data, water temperature, water salinity, T-S curve, vertical gradient, water mass, spatial distribution.
Введение
СО. Макаров (1950) впервые отметил наличие в море холодного промежуточного слоя (как результат опускания поверхностных вод при охлаждении осенью и осоло-нении зимой). По результатам экспедиции, выполненной в 1932 г. под руководством К.М. Дерюгина (Преображенский, Щербак, 1947), были определены основные черты вертикального распределения температуры, солености и растворенного в воде кислорода, а также роль проливов Курильской гряды в формировании гидрологического и гидрохимического режима Охотского моря (Ушаков, 1947). Одновременно Охотскому морю уделяли внимание и японские ученые под руководством профессора H. Marukawa, которые по материалам своих экспедиций представили гидрологическую структуру толщи вод и отметили роль тихоокеанских вод, проникающих через Курильские проливы и прол. Лаперуза, в формировании гидрологического режима моря (Дерюгин, 1930).
Первые работы по выделению водных масс Охотского моря основывались на крайне малочисленных материалах глубоководных океанографических наблюдений. Так, П.В. Ушаков (1949), взяв за основу распределение бентических группировок и дополнительно привлекая вертикальное распределение температуры, солености и кислорода, выделил в море 5 водных масс: поверхностный слой летнего прогрева (от 0 до 30-50 м); слой «вечной мерзлоты», или собственные воды Охотского моря, с нижней границей на горизонте 200 м; океаническую тропосферу (горизонты 200-750 м); переработанные промежуточные океанические воды с застойными явлениями (от 750 до 2000 м); неизменные глубинные океанические воды (на глубинах более 2000 м). А.Д. Добровольский и В.В. Тимонов (Морошкин, 1966), по данным съемки «Витязя» 1949 г. с использованием метода T-S-кривых выделили собственно охотоморскую воду с температурой ниже нуля и соленостью 33,0-33,5 %о. Н.Б. Мерцалова в 1956 г., основываясь на материалах 2464 станций с 1887 по 1951 г., которые она систематизировала по месяцам для двухградусных квадратов, представила результаты исследования холодного подповерхностного слоя (ХПС) — его распределение по акватории моря, температуру и толщину. Взяв за основу вертикальное распределение температуры воды, А.К. Леонов (1960) разделил толщу вод моря на 4 водные массы: поверхностную (до глубины 200-400 м); промежуточную (от 200-400 до 1000-1300 м); глубинную тихоокеанскую (от 1000-1300 м до дна); а также прибрежную, наблюдаемую в районах значительного речного стока, которая не имеет принципиального значения в гидрологическом режиме моря.
К.В. Морошкин (1966), основываясь на материалах около 11 000 океанографических станций, более строго подходит к определению границ водных масс и считает, что А.К. Леонов (1960) некорректно определил нижнюю границу поверхностной водной массы поверхностью минимальных температур. По его мнению, поверхность минимальных температур является ядром водной массы. Привлекая данные по рас-
пределению устойчивости с глубиной, он показывает, что конвекция может достигать глубины не более 250-300 м, а не 1000-1500 м, как у А.К. Леонова (1960).
В качестве критериев для выделения водных масс К.В. Морошкин (1966) использовал метод T-S-кривых, распределения устойчивости и градиентов плотности, а также вертикальное распределение гидрохимических и гидробиологических показателей. Учитывая вертикальное распределение этих параметров, он выделил в Охотском море следующие водные массы: поверхностную, с нижней границей на глубине 40 м; охотоморскую (ее ядром является ХПС) — от 40 до 150 м; промежуточную, которая более четко выделяется в центральной части моря (между параллелями 48 и 55° с.ш.) и располагается на глубинах от 100-150 до 400-700 м; глубинную тихоокеанскую с пределами глубин от 600 до 1350 м; водную массу южной котловины моря (от 1350 м до дна).
Kitani (1973) делит толщу вод Охотского моря на 5 слоев, но основное внимание уделяет верхним трем элементам вертикальной структуры вод: летней поверхностной воде (с нижней границей на горизонтах 20-50 м); подповерхностной холодной воде, которая не распространяется глубже 100 м, а также транзитной воде или зоне, располагающейся между горизонтами 150 и 600 м (она не найдена в других областях субарктики, так как сформирована более сложным образом, чем ХПС). Он также отмечает наличие глубинной теплой воды и глубинной воды (без введения критериев их выделения и приведения параметров). Из-за отсутствия четких критериев по выделению структурных элементов в толще вод моря выявляются и противоречия по тексту. В одном случае он говорит, что сезонные изменения температуры и солености более заметны в верхнем слое и, кажется, проникают приблизительно до горизонта 500 м, что соответствует середине глубины распространения транзитной зоны, а в другой части текста идентифицирует слой транзитных вод между примерными глубинами 150 и 600 м.
В.А. Лучин и В.М. Лаврентьев (1998), основываясь на данных более 50 тыс. гидрологических станций, сгруппированных в одноградусные квадраты, используя метод T-S-кривых, выделили в глубоководной части Охотского моря 4 водные массы: поверхностную (нижняя граница на глубине 25-50 м); холодную промежуточную водную массу (с нижней границей на глубине 250-500 м); глубинную водную массу с максимумом температуры в ее ядре (нижняя граница на глубине 1000-1500 м); а также придонную водную массу.
В последние два десятилетия резко возрос интерес к охотоморской промежуточной водной массе, которая формируется в глубоководной котловине моря. Это холодная, свежая и богатая кислородом промежуточная вода в диапазоне плотности 26,8-27,4 о0 (Talley, 1991; Wong et al., 1998), которую называют Okhotsk Sea Mode Water (Yasuda, 1997), Okhotsk Intermediate Water (You et al., 2000) или Okhotsk Sea Intermediate Water (Itoh et al., 2003). Ее формирование происходит по следующему сценарию. Зимнее охлаждение вод и льдообразование формируют на северном шельфе Охотского моря холодную, распресненную и богатую кислородом водную массу с плотностью до
27.05 о0 (Kitani, 1973; Alfultis and Martin, 1987; Talley, 1991; Martin et al., 1998; Wata-nabe and Wakatsuchi, 1998; Wong et al., 1998; Gladyshev et al., 2000; Shcherbina et al., 2003; Fukamachi et al., 2004). Максимальное изменение параметров вод происходит на северо-западном шельфе Охотского моря. Этот регион производит самую плотную воду (за счет предшествующей трансформации вод в полыньях северной части шельфа). Северо-западная полынья заканчивает этот процесс, после которого плотные шельфовые воды перемещаются на юг Восточно-Сахалинским потоком вдоль побережья Сахалина (Kitani, 1973; Glagyshev et al., 2000; Mizuta et al., 2003; Ohshima et al., 2004) и поступают в глубоководную часть моря, где перемешиваются с промежуточными теплыми водами, поступающими из Тихого океана. В Курильской котловине, за счет взаимодействия с водами течения Соя и вертикального смешения, в промежуточной воде происходит заглубление нижней границы промежуточных вод до изопикны
27.6 о0 (Kitani, 1973; Talley, 1991; Yasuda, 1997; Gladyshev et al., 2003; Itoh, 2007). Этому
способствует и дополнительное вертикальное (диапикническое) смешение вод в Курильских проливах (Wong et al., 1998; Yamamoto et al., 2002). В результате в Охотском море формируется самая холодная, самая новая и самая богатая кислородом водная масса в диапазоне плотности 26,8-27,6 о0.
Несмотря на большое число работ, в которых рассматривается вертикальная структура вод Охотского моря, у исследователей имеются значительные разногласия по вертикальному расположению и протяженности отдельных структурных элементов. К настоящему времени сложились достаточно устойчивые представления о положении нижней границы поверхностной водной массы, которая распространяется от поверхности моря до горизонтов 25-50 м (она же является и верхней границей ХПС). У разных авторов также отмечаются и несущественные различия в положении ядер ХПС и глубинной тихоокеанской водной массы (напр., Морошкин, 1966; Лучин, Лаврентьев, 1998).
Следует также подчеркнуть, что у различных исследователей отмечаются значительные расхождения в положении нижней границы ХПС (Ушаков, 1949; Леонов, 1960; Морошкин, 1966; Kitani, 1973; Лучин, Лаврентьев, 1998). Так, например, у Kitani (1973) она не выходит за пределы верхнего 100-метрового слоя, а у В.А. Лучина и В.М. Лаврентьева (1998) заглублена до 250-500 м.
Самые большие расхождения отмечаются при идентификации вертикальных границ промежуточных вод Охотского моря. Это связано с тем, что все исследователи рассматривали промежуточную водную массу без обоснования подходов и приведения критериев при ее выделении, поэтому ее границы у разных ученых характеризуются широким диапазоном плотности (от 26,6 до 27,6 о0): А.Г. Андреев и Г.В. Шевченко (2008) идентифицируют промежуточные воды в диапазоне плотности 26,7-27,5 о0 (глубины 100-1200 м); Ono с соавторами (2007) — 26,8-27,6; Nakanowatari с соавторами (2007) и Wong с соавторами (1998) — 26,8-27,4 (горизонты 200-1000 м); А.Г. Андреев и И.А. Жабин (2000) — 26,70-27,05 (глубины от 150 до 600 м); Ohshima с соавторами (2010) — 26,6-27,2; Yasuda (1997), И.А. Жабин (1999) и Fukamachi с соавторами (2004)
— 26,7-27,0; Andreev и Baturina (2005) — 26,8-27,0; Luchin с соавторами (2011) — 26,8-27,2; Itoh с соавторами (2003) — 26,75-27,05 о0. Alfultis и Martin (1987) отмечают, что в Охотском море есть уникальный промежуточный слой в диапазоне глубин 150-800 м с низкими температурой и соленостью, а также высоким содержанием кислорода. Andreev и Kusakabe (2001) рассматривали межгодовые изменения растворенного кислорода в промежуточных водах Охотского моря. Однако все их результаты представлены только для изопикны 26,9 о0 (ее выбор не обоснован). Следует отметить, что в представленном диапазоне плотности (от 26,6 до 27,6 о0) располагаются: ядро ХПС, промежуточная водная масса и глубинная теплая тихоокеанская водная масса до ее нижней границы.
Цель настоящей работы — детализация параметров структурных элементов (верхняя граница, ядро, нижняя граница) водных масс Охотского моря с использованием всех доступных данных океанографических наблюдений.
материалы и методы
Вертикальная структура толщи вод Охотского моря рассмотрена с использованием всех доступных к настоящему времени глубоководных океанографических наблюдений, существенная часть которых заимствована из исторических океанографических массивов, сформированных во ВНИИГМИ-МЦД (г. Обнинск). Предварительно представленные массивы данных были проверены и дополнены. Использованные данные наблюдений получены организациями России, Японии и США. Значительная часть океанографических данных представлена учреждениями России (Росгидромет, ТИНРО-центр, Гидрографическая служба ТОФ, Академия Наук). Привлечены также наблюдения World Ocean Database 2009 (WOD-2009) (http://www.nodc.noaa.gov/OC5/ WOD09/pr_wod09.html) и Japan Oceanographic Data Center (JODC) (http://jdoss1.jodc. go.jp/cgi-bin/2012/feti_scalar).
Сформированный массив глубоководных океанографических данных включает традиционные батометрические (bottle data), батитермографные (Mechanical Bathythermograph Data — MBT) и данные высокого разрешения по вертикали (High Resolution Data CTD). Включены также наблюдения отрывными термозондами (Expendable Bathythermograph Data — XBT) и данные дрейфующих буев (Profiling Autonomous Lagrangian Circulation Explorer — PALACE).
На начальном этапе контроля качества исходных материалов проводили процедуру исключения дублей станций, что неизбежно при обобщении массового материала наблюдений, взятого из различных источников. Затем отбраковывали недостоверные значения характеристик с применением статистических методов и региональных особенностей моря.
В географических пределах Охотского моря сейчас имеется 117 991 станция, выполненная с 1932 по 2009 г. Не на всех станциях исходного массива одновременно определялись температура и соленость морской воды. Так, станций, на которых регистрировалась температура воды, оказалось 117 594, с регистрациями солёности — 83 755, а с одновременным наблюдением температуры и солености — 83 539. Вначале, до формирования специализированных массивов исторической океанографической информации и расчета статистических параметров, на каждой океанографической станции проведена линейная интерполяция значений температуры и солености на горизонты, кратные 10 м.
Анализ пространственно-временного распределения всех доступных данных показал, что к настоящему времени отсутствуют материалы экспедиционных наблюдений в зимний период и охватывающие всю исследуемую акваторию, на основании которых можно дать детальную оценку осенне-зимнего охлаждения толщи вод. Однако известно. что особенности распределения температуры воды на подповерхностных горизонтах (Винокурова, 1964, 1965; Морошкин, 1966; Kitani, 1973; Чернявский, 1992а, б; Лучин и др., 1998; Жигалов, Лучин, 2005), сформированные в зимний период, сохраняются длительное время (по июль-август). Хорошо выраженный слой сезонного пикноклина препятствует поступлению тепла от поверхности моря на подповерхностные горизонты. Поэтому термический режим подповерхностных вод зависит в основном от метеорологических условий предшествующей зимы, особенностей динамики вод в пределах моря и адвекции тепла течениями. Сезонный прогрев поверхностных вод в весенне-летний период, как правило, не распространяется глубже 30-40 м. Все это свидетельствует о возможности использования данных температуры и солености за май-июль в подповерхностных водах (от горизонтов 30-50 м) для исследования структуры вод в деятельном слое Охотского моря.
Деление толщи вод Охотского моря на структурные элементы выполнено с использованием двух массивов океанографических данных. В первый массив включены данные за май-июль от поверхности до горизонта 290 м (рис. 1, а). В нем на настоящее время насчитывается 487 768 станций, выполненных с 1932 по 2009 г. Этот массив океанографических данных был использован для определения положения верхней границы охотоморской водной массы (ее ядром является ХПС), ее ядра и нижней границы (которая одновременно служит верхней границей промежуточных вод Охотского моря).
Во второй массив вошли данные за январь-декабрь от горизонта 300 м до дна (рис. 1, б). Обоснованием годового обобщения информации в этом массиве является положение нижней границы деятельного слоя. Как следует из работы В.А. Лучина (2007), на акватории Охотского моря статистически значимые внутригодовые колебания температуры, как правило, не выходят за пределы верхнего (0-300 м) слоя. Только в проливах и в непосредственной близости от островов Курильской гряды нижняя граница деятельного слоя заглублена до горизонтов 400-500 м. Во втором массиве на настоящее время насчитывается 27 413 станций, выполненных с 1933 по 2009 г. Этот массив океанографических данных был использован для определения глубины положения ядер и нижних границ промежуточной водной массы, глубинной тихоокеанской водной массы и водной массы южной котловины Охотского моря.
Вначале вся имеющаяся информация двух представленных выше массивов сортировалась в сферические трапеции, которые будем называть «квадратами», с шагом по
Рис. 1. Распределение океанографических станций в Охотском море: а — за май-июль в слое 0-290 м; б — за январь-декабрь в слое от горизонта 300 м до дна
Fig. 1. Distribution of oceanographic stations in the Okhotsk Sea: a — within 0-290 m layer in May-July, б — within the layer from 300 m depth to the sea bottom in January-December
широте и долготе, равным 2 град (рис. 2). Затем в каждом квадрате на всех горизонтах, кратных 10 м, рассчитывались количество имеющихся наблюдений, среднее, максимум, минимум и среднее квадратическое отклонение температуры и солености морской воды (для горизонтов от 0 до 290 м — за май-июль, а в слое от 300 м до дна — с января по декабрь). Указанные параметры относились к центрам соответствующих квадратов. На основе этих данных в каждом квадрате были получены графики вертикального распределения температуры и солености, Т^-кривые и графики вертикального распределения значений вертикальных градиентов температуры и солености.
Рис. 2. Рельеф дна и положение 2-градусных квадратов в Охотском море
Fig. 2. Bottom topography of the Okhotsk Sea and 2° grid
Отметим, что настоящая работа основана на наиболее полной (по отношению ко всем предшествующим исследованиям) базе данных глубоководной океанографической информации. Поэтому необходимо было проверить все известные подходы, использованные ранее при исследовании вертикальной структуры толщи вод Охотского моря,
что позволит исключить сомнительные результаты прошлых исследований, полученных исключительно как следствие недостатка данных.
На рис. 3 представлены характерные профили вертикального распределения потенциальной температуры и солености в глубоководной части Охотского моря, отнесенные к центрам 2-градусных квадратов. Следует отметить, что в Охотском море, основываясь на вертикальном распределении температуры, можно корректно выделить только два элемента вертикальной структуры вод (положение ядра холодного подповерхностного слоя и ядра глубинной тихоокеанской водной массы). Первый из них располагается вблизи горизонта 100 м, а второй — в диапазоне глубин 800-1100 м (рис. 3, а). Помимо наличия этих экстремумов, на кривых вертикального распределения температуры выделяются участки с различными величинами вертикальных градиентов.
Температура, °С Соленость, %о
-2 О 2 4 6 8 32 33 34 35
о -200 400 -600 -800 1000 -
сЗ
к 1200
ю
£ 1400 -
1600 -1800 2000 -2200 2400 -
Рис. 3. Вертикальные распределения: а — потенциальной температуры, б — солёности в центрах 2-градусных квадратов (1 — 54° с.ш. 146° в.д.; 2 — 52° с.ш. 150° в.д.; 3 — 50° с.ш. 148° в.д.; 4 — 50° с.ш. 154° в.д.; 5 — 46° с.ш. 148° в.д.)
Fig. 3. Vertical distribution of potential temperature (a) and salinity (б) in centers of 2° areas (1 — 54°N, 146°E; 2 — 52°N, 150°E; 3 — 50°N, 148°E; 4 — 50°N, 154°E; 5 — 46°N, 148°E)
Отметим также, что использование только вертикальных распределений солености не позволяет даже в первом приближении дать представление о вертикальной структуре вод моря (рис. 3, б). На представленных профилях выделяется только рост солености с глубиной, а также наличие участков с различными величинами вертикальных градиентов. Максимальные их значения выделяются в верхнем (0-200 м) слое. Затем в диапазоне глубин 200-1000 м они существенно уменьшаются, а минимальные значения вертикальных градиентов отмечаются на глубинах более 1000-1200 м.
Следовательно, как ранее отмечал К.В. Морошкин (1966), особенности вертикального распределения температуры и солености не могут быть объективными критериями для выделения параметров вертикальной структуры вод Охотского моря. Более того, не появляется дополнительных возможностей и в случаях привлечения вертикальных распределений гидрохимических параметров (растворенный в воде кислород, фосфаты и силикаты). Это связано с тем, что для вертикального распределения фосфатов и силикатов характерной крупномасштабной особенностью является рост содержания элементов от поверхности в направлении дна (с наличием участков с различными
1
а
V
№
— • 1 2 3
- - 4
5
величинами вертикальных градиентов). В вертикальном распределении кислорода проявляется только одна характерная крупномасштабная особенность — наличие глубинного минимума кислорода, который примерно соответствует ядру глубинной теплой тихоокеанской водной массы.
Анализ Т^-диаграмм, характерные из которых приведены на рис. 4, дает более обнадеживающие возможности для выделения параметров вертикальной структуры вод Охотского моря. Используя возможности геометрии Т^-кривых (Штокман, 1943; Мамаев, 1987), в глубоководной части моря (за исключением Курильской котловины) можно корректно выделить параметры всех известных водных масс (их верхние и нижние границы, а также глубины залегания ядер): охотоморской водной массы (или ХПС), промежуточной водной массы, глубинной тихоокеанской, а также водной массы южной котловины Охотского моря (см. Т^-кривые №2 1-3 на рис. 4). Неопределенность (при использовании этого метода) характерна для акватории Курильской котловины, где невозможно достоверно выделить параметры промежуточной водной массы (см. Т^-кривые №2 4, 5 на рис. 4). Для выделения параметров промежуточной водной массы в этом районе Охотского моря необходимо привлечение либо дополнительных предположений и характеристик вод моря, либо других методов.
32.6 32.8 33.0 33.2 33.4 33.6 ^33.8 34.0 34.2 34.4 34.6
Рис. 4. Характерные T-S-кривые в центрах 2-градусных квадратов Охотского моря: I — 540 с.ш. 1460 в.д.; 2 — 520 с.ш. 1500 в.д.; 3 — 500 с.ш. 1480 в.д.; 4 — 500 с.ш. 1540 в.д.; 5 — 460 с.ш. 1480 в.д.
Fig. 4. Typical T-S diagrams in centers of 2° areas: I — 540N, 1460E; 2 — 520N, 1500E; 3 — 500N, 1480E; 4 — 500N, 1540E; 5 — 460N, 1480E
Как следует из работ К.В. Морошкина (1966) и Г.Н. Иванова-Францкевича (1953), верхняя граница собственных вод Охотского моря (или ХПС) определяется по максимуму устойчивости и формируется за счет градиентов температуры. В то же время, анализируя раздельное влияние температуры и солености на устойчивость, они показали, что, кроме первого (верхнего) максимума, все остальные максимумы устойчивости обусловлены вертикальными градиентами солености.
В связи с этим рассмотрим особенности вертикального распределения величин вертикальных градиентов температуры и солености, которые представлены на рис. 5. Первое, что привлекает внимание, это максимум модуля величин вертикальных градиентов и более четкое проявление экстремумов в верхнем (от 0 до 200-250 м) слое моря. Здесь модули градиентов температуры и солености могут достигать соответственно 0,2 °С/м и 0,026 %о/м. На нижележащих горизонтах (до глубины примерно 800-1000 м) величины градиентов повсеместно снижаются примерно в 3-5 раз. Однако горизонты с экстремальными значениями вертикальных градиентов температуры и солености выделяются достаточно четко.
Градиенты температуры, °С/м Градиенты солености, %о/м
-0.2 -0.15
а
— - і
....з
- - 4
Рис. 5. Вертикальные градиенты, представленные в центрах 2-градусных квадратов Охотского моря: а — потенциальной температуры, б — солёности (I — 540 с.ш. 1460 в.д.; 2 — 520 с.ш. 1500 вд.; з — 500 с.ш. 1480 вд.; 4 — 500 с.ш. 1540 в.д.; 5 — 460 с.ш. 1480 в.д.)
Fig. 5. Vertical gradients of (a) potential temperature ^С/m) and (б) salinity (%o/m) in centers of 2° areas: I — 540N, Г^Е; 2 — 520N, 1500E; 3 — 500N, 1480E; 4 — 500N, 1540E; 5 — 460N, 1480E
Следует отметить, что в глубинных водах (на графиках представления информации для всей толщи вод) можно только отметить наличие участков повышенных и пониженных значений вертикальных градиентов (рис. 5). Однако надежно выделить параметры характерных слоев моря по ним невозможно, поэтому рассмотрим графики вертикального распределения значений вертикальных градиентов температуры и солености отдельно в деятельном слое моря (от поверхности до горизонта 250 м), а также на нижележащих горизонтах.
Основываясь на графиках вертикального распределения градиентов (рис. 6, а, б), а также на результатах работ К.В. Морошкина (1966) и Г.Н. Иванова-Францкевича (1953), верхнюю границу ХПС (согласно терминологии К.В. Морошкина — это охотоморская водная масса, ядром которой является ХПС) можно определить по глубине положения подповерхностных максимумов модулей вертикальных градиентов температуры и солености. Взяв в качестве примера графики рис. 6, можно констатировать, что верхняя граница ХПС в Охотском море находится в пределах глубин от 10-15 до 40-50 м.
Ядро ХПС (или охотоморской водной массы) более четко и однозначно выделяется по графикам вертикального распределения величин вертикальных градиентов температуры, на которых оно идентифицируется как горизонт с нулевыми значениями
-0.1
S5SS
-0.05 0
0
0.05
0.005 0.01 0.015 0.02 0.025
200 400 600 800 -1000 -1200 1400 1600 1800 2000
а
х
S
ю
>>
п
и
-0.22 -0.17 -0.12 -0.07 -0.02 0.03
Рис. 6. Детализированные профили вертикальных градиентов, представленные в центрах 2-градусных квадратов Охотского моря: а, в — потенциальной температуры, б, г — солёности (1 — 54° с.ш. 146° в.д.; 2 — 52° с.ш. 150° в.д.; 3 — 50° с.ш. 148° в.д.; 4 — 50° с.ш. 154° в.д.; 5 — 46° с.ш. 148° в.д.)
Fig. 6. Vertical gradients of (a, в) potential seawater temperature (°C/m) and (б, г) salinity (%c/m) in the centers of 2° squares (1 — 54°N, 146°E; 2 — 52°N, 150°E; 3 — 50°N, 148°E; 4 — 50°N, 154°E; 5 — 46°N, 148°E)
градиентов или горизонт смены знака градиента с отрицательного на положительный (горизонты от 60 до 100 м на рис. 6, а). На графиках вертикальных распределений величин вертикальных градиентов солености (рис. 6, б) ядру ХПС соответствуют участки с близкими к постоянным значениям вертикальных градиентов солености, но только по этим данным невозможно достоверно оценить положение ядра ХПС.
Нижняя граница ХПС хорошо и однозначно выделяется только по максимуму градиентов температуры (рис. 6, а, б). Взяв в качестве примера графики рис. 6 (а), можно констатировать, что нижняя граница ХПС в Охотском море находится в пределах глубин от 100 до 200 м. Следует отметить, что положение нижней границы ХПС невозможно выделить по значениям вертикальных градиентов солености, так как на графиках вертикальных распределений величин вертикальных градиентов солености (рис. 6, б) для этого диапазона глубин характерным является, как правило, постепенное снижение значений вертикальных градиентов солености в направлении дна.
Ядро промежуточных вод в Охотском море можно определить по локальному минимуму величин вертикальных градиентов температуры и солености. Взяв в качестве примера графики рис. 6 (в, г), можно отметить, что ядро промежуточных вод в Охотском море находится в диапазоне глубин от 250-300 до 400-450 м.
Нижнюю границу промежуточных вод в Охотском море можно определить по локальному максимуму вертикальных градиентов температуры и солености. Взяв в качестве примера графики рис. 6 (в, г), можно заключить, что нижняя граница промежуточных вод в Охотском море находится в диапазоне глубин от 450-500 до 600-700 м. Необходимо отметить также, что положение ядра и нижней границы промежуточных вод в Охотском море более четко определяются по вертикальным градиентам солености.
Ядро глубинной тихоокеанской водной массы четко и однозначно выделяется по графикам вертикального распределения величин вертикальных градиентов температуры, на которых оно идентифицируется как горизонт нулевых значений градиентов (смена знаков градиентов с положительных на отрицательные) на горизонтах от 900 до 1100 м (рис. 6, в). Следует также отметить, что положение ядра глубинной тихоокеанской водной массы невозможно выделить по значениям вертикальных градиентов солености (рис. 6, г).
Нижнюю границу глубинной тихоокеанской водной массы (она же является верхней границей водной массы южной котловины Охотского моря) можно определить по локальному максимуму отрицательных значений вертикальных градиентов температуры. Взяв в качестве примера графики рис. 6 (в), можно констатировать, что нижняя граница глубинной тихоокеанской водной массы Охотского моря находится в диапазоне глубин от 1100 до 1600 м.
Проведенный анализ возможностей различных подходов для выделения элементов вертикальной структуры толщи вод Охотского моря (графики вертикального распределения температуры и солености, Т^-кривые, а также графики вертикального распределения значений вертикальных градиентов температуры и солености) показал. что только графики вертикального распределения величин вертикальных градиентов температуры позволяют выделить все элементы структуры вод моря. В Курильской котловине моря необходимо дополнительно привлекать графики вертикального распределения величин вертикальных градиентов солености. Отметим также, что в различных квадратах это может быть либо конкретный горизонт, либо средний горизонт слоя с примерно одинаковыми экстремальными или нулевыми значениями градиентов.
Отдельно подчеркнем, что в настоящей работе принята терминология водных масс К.В. Морошкина (1966).
Результаты и их обсуждение
Одной из основных характеристик термической структуры вод Охотского моря является холодный подповерхностный слой, знание параметров которого (глубины залегания его ядра и значений температуры в нем) важно для промысловых целей и прогноза термического состояния моря. Он образуется в результате осенне-зимнего охлаждения поверхности моря и вертикального перемешивания в деятельном слое вод. В теплый период года формируется незначительный по вертикальной протяженности верхний прогретый и распресненный слой вод, а также резко выраженный слой сезонного пикноклина. Сформированная плотностная стратификация (на границе между верхним квазиоднородным слоем и подповерхностным холодным слоем) способствует сохранению ХПС до нового этапа осенне-зимней конвекции (Винокурова, 1964, 1965; Морошкин, 1966; Кйаш, 1973; Чернявский, 1992а, б; Лучин и др., 1998; Жигалов, Лучин, 2005).
Верхняя граница охотоморской водной массы в Охотском море не выходит за пределы верхних 10-30 м (рис. 7, а). Наиболее близко к поверхности (горизонты 10-15 м) она располагается на периферийных участках северной части моря. Это связано с тем, что здесь весной и в первой половине лета за счет таяния льда, речного стока и прогрева поверхностных вод на подповерхностных горизонтах формируется хорошо выраженный слой сезонного пикноклина, препятствующий переносу тепла на нижележащие горизонты. Дополнительными факторами являются большая повторяемость слабых ветров и штилевых ситуаций, а также невысокие скорости приливных и непериодических течений на преобладающей части северной части Охотского моря. В динамически
135 139 143 147 151 155 159 163 135 139 143 147 151 155 159 163
Рис. 7. Характеристики верхней границы охотоморской водной массы (ХПС): а — глубина положения, м; б — потенциальная плотность, о0
Fig. 7. Depth (a) and potential density (б) of the upper limit of the Subsurface water mass
активных районах Охотского моря (вход в зал. Шелихова, банка Кашеварова, район Шантарских островов, проливы Курильской гряды и подходы к ним), а также в зоне распространения трансформированных тихоокеанских вод (район кромки шельфа и склон к западу от полуострова Камчатка) верхняя граница ХПС максимально заглублена (до 20-25 м).
Все представленное выше находит подтверждение в пространственном распределении потенциальной плотности на верхней границе ХПС (рис. 7, б). Во-первых, привлекает внимание значительный разброс величин на исследуемой акватории (от
25,5 до 26,3 о0). Причем максимальные пространственные изменения плотности характерны для периферийных участков северной части Охотского моря (зона влияния вод р. Амур, прибрежные районы западной Камчатки, а также прибрежные районы от пос. Охотск до п-ова Кони-Пьягина). В динамически активных районах моря, а также в зоне распространения трансформированных тихоокеанских вод пространственные изменения плотности минимальны (от 26,0 до 26,3 о0). Здесь практически не сказывается влияние материкового стока, а также отмечаются более высокие, чем в других районах моря, скорости приливных и непериодических течений, следствием которых является повышенный вертикальный и горизонтальный обмен вод.
На акватории Охотского моря глубина залегания ядра охотоморской водной массы (ХПС) существенно зависит от рельефа дна. Наиболее ярко это проявляется на мелководье, где ее вертикальная протяженность ограничивается глубиной места. В то же время в глубоководной части Охотского моря, где нет препятствий для развития осенне-зимней конвекции и формирования вертикальной протяженности ХПС, параметры охотоморской водной массы определяются интенсивностью выхолаживания на границе вода—воздух.
Как видно на рис. 8 (а), ядро охотоморской водной массы в Охотском море располагается между горизонтами 50 и 135 м. Максимально оно заглублено в проливах Курильской гряды и на прилегающей к ним акватории Охотского моря, а также в юго-восточной части зал. Шелихова. Здесь наблюдаются высокие скорости непериодических и приливных течений, что приводит к интенсификации горизонтального и вертикального перемешивания вод. В других динамически активных районах моря (архипелаг Шантарских островов, прибрежные районы п-ова Кони-Пьягина, район банки Кашеварова и о. Ионы) вертикальному распространению осенне-зимней конвекции препятствуют небольшие глубины.
135 139 143 147 151 155 159 163 135 139 143 147 151 155 159 163
Рис. 8. Характеристики ядра охотоморской водной массы (ХПС): а — глубина положения, м; б — потенциальная плотность, с0
Fig. 8. Depth (a) and potential density (6) of the core of the Subsurface water mass
На периферийных участках моря (помимо района Курильской гряды) хорошо выделяется узкая прибрежная область, где глубина залегания ядра не превышает 50-75 м (рис. 8, а). В основном это связано с мелководностью этой части моря. В центральной части Охотского моря, которая удалена от динамически активных регионов и где сравнительно большие глубины, ядро охотоморской водной массы наблюдается в довольно узком диапазоне глубин (75-85 м).
Представленные выше закономерности находят подтверждение в пространственном распределении потенциальной плотности в ядре охотоморской водной массы. Во-первых, как видно на рис. 7 (б) и 8 (б), наблюдается существенное снижение (по сравнению с верхней границей ХПС) диапазона изменчивости величин потенциальной плотности в ее ядре (от 26,4 до 26,7 о0). Причем максимальные пространственные изменения плотности характерны для периферийных участков северной половины Охотского моря (прибрежные районы вблизи п-ова Кони-Пьягина, вершина Шантарского залива и прибрежные районы западной Камчатки). В динамически активных районах моря, а также в его глубоководной части наблюдаются минимальные пространственные изменения плотности (от 26,55 до 26,65 о0).
Нижняя граница охотоморской водной массы, которая является также верхней границей промежуточной водной массы, в Охотском море находится в диапазоне глубин от 100-125 до 225 м (рис. 9, а). Максимально она заглублена в южной части моря (проливы Курильской гряды и зона распространения трансформированных тихоокеанских вод у западной Камчатки), что хорошо проявляется по повышенным значениям (150-175 м) в поле горизонтального распределения изолиний южной половины моря, ограниченной на севере параллелью 55° с.ш. На большей части мористых районов северной половины моря нижняя граница этой водной массы располагается вблизи горизонта 150 м. Только на прибрежных участках, где ХПС распространяется до придонных горизонтов, она выклинивается на глубины 100-125 м.
Значения потенциальной плотности на нижней границе охотоморской водной массы изменяются от 26,55 до 26,80 о0 (рис. 9, б). Минимальные значения плотности выделяются у западных берегов п-ова Камчатка, где они не превышают 26,55-26,60 о0. В основном это связано здесь с отепляющим воздействием трансформированных тихоокеанских вод, а также с пониженными значениями солености (за счет материкового стока). В центральной части моря пространственные вариации плотности минимальны (26,65-26,70 о0). Это является следствием малого диапазона изменчивости температуры
135 139 143 147 151 155 159 163 135 139 143 147 151 155 159 163
Рис. 9. Характеристики нижней границы охотоморской водной массы (ХПС): а — глубина положения, м; б — потенциальная плотность, с0
Fig. 9. Depth (a) and potential density (6) of the lower limit of the Subsurface water mass
и солености и объясняется следующими климатологическими факторами. Во-первых, в этом районе моря на солености практически не сказывается влияние материкового стока, а узкий диапазон изменчивости температуры и солености в глубоководной части моря связан с тем, что она заполнена трансформированными тихоокеанскими водами (Лучин и др., 1998). Более того, сравнительно высокие значения температуры здесь являются следствием высокого теплозапаса трансформированных тихоокеанских вод, а также более мягкими (по сравнению с северной частью моря) метеорологическими условиями. Как следует из работы Н.А. Дашко (1998), в прибрежных районах северной части Охотского моря в январе средние многолетние значения температуры воздуха достигают —18__—22 °С, а в центральной и южной частях моря — повышаются до —6_____—12 °С.
Максимальные значения плотности на нижней границе охотоморской водной массы выделяются в трех районах Охотского моря. Первый из них, где значения плотности заключены в пределах 26,70-26,73 о располагается в проливах Курильской гряды и на прилегающей к ним акватории Охотского моря. Повышенные значения плотности здесь связаны с интенсификацией приливного перемешивания вод в проливах, что приводит к существенному заглублению ее нижней границы и росту значений плотности (рис. 9). В двух других районах (северо-западная часть моря и северная часть зал. Шелихова) повышенные значения плотности на нижней границе охотоморской водной массы (до 26,75-26,80 о0) являются следствием повышенного льдообразования в полыньях. Это в конечном итоге приводит здесь к формированию в ХПС повышенных значений солености и наиболее низкой температуры воды (Kitani, 1973; Alfultis and Martin, 1987; Talley, 1991; Martin et al., 1998; Watanabe and Wakatsuchi, 1998; Wong et al., 1998; Gladyshev et al., 2000; Shcherbina et al., 2003; Fukamachi et al., 2004).
Ядро промежуточной водной массы на акватории Охотского моря расположено в диапазоне глубин от 250 до 400 м (рис. 10, а). В поле изолиний хорошо проявляется область с практически постоянной глубиной залегания ядра промежуточных вод (300325 м), что хорошо согласуется с перемещением трансформированных тихоокеанских вод от проливов Крузенштерна и Буссоль до банки Кашеварова. К северо-востоку от этой области наблюдается заглубление ядра промежуточных вод до 350 м. В основном это связано с интенсификацией приливных и непериодических течений над склоном, что приводит к росту вертикального перемешивания в тихоокеанских водах, вносит свой вклад и смешение трансформированных тихоокеанских вод с переохлажденными придонными водами кромки шельфа.
135 139 143 147 151 155 159 163 135 139 143 147 151 155 159 163
Рис. 10. Характеристики ядра промежуточной водной массы: а — глубина положения, м; б — потенциальная плотность, с0
Fig. 10. Depth (a) and potential density (6) of the core of the Intermediate water mass
Наиболее интересное распределение глубины залегания ядра промежуточных вод наблюдается в западной и юго-западной частях рассматриваемой акватории, где она изменяется в довольно широких пределах (от 250 до 400 м). Минимальные значения в этой области выделяются над склоном восточнее северной части Сахалина, а максимальные — на подходах к проливам Фриза и Буссоль. В этой связи можно предложить следующий сценарий пространственных изменений параметров ядра промежуточных вод, который несколько отличается от предложенного ранее Kitani (1973).
Часть промежуточных вод, которые располагаются к северо-востоку от линии, соединяющей прол. Крузенштерна и банку Кашеварова, в основном сформирована трансформированными в Курильских проливах тихоокеанскими водами. На северовосточной границе этой области характеристики промежуточных вод изменяются при взаимодействии с придонными водами, сформированными у кромки шельфа. В западной и юго-западной частях Охотского моря промежуточные воды формируются при участии придонных вод шельфа и склона северо-западной части моря, трансформированных тихоокеанских вод, а также, возможно, вод течения Соя. По распределению изолиний глубины залегания ядра промежуточных вод можно предположить, что основная трансформация промежуточных вод происходит на западной периферии циклонического круговорота вод центральной части моря (при взаимодействии придонных вод шельфа и склона северо-западной части моря с трансформированными тихоокеанскими водами) между 48 и 54° с.ш. В результате этого взаимодействия происходит заглубление ядра промежуточных вод от 250 до 300-325 м. В юго-западной части моря, где в процесс перемешивания дополнительно включаются воды течения Соя, происходит заглубление ядра промежуточных вод до 400 м (рис. 10, а).
Значения потенциальной плотности в ядре промежуточных вод Охотского моря изменяются от 26,78 до 26,86 о0 (рис. 10, б). Поле изолиний свидетельствует о том, что в восточной части моря преобладает изопикническая трансформация промежуточных вод (изменения плотности здесь, как правило, варьируют в довольно узких пределах
— от 26,78 до 26,82 о0). В западной и юго-западной частях моря трансформация промежуточных вод более сложная. Восточнее Сахалина (между параллелями мысов Елизаветы и Терпения) также преобладает изопикническая трансформация промежуточных вод (изменения плотности здесь заключены в ещё более узких пределах — от 26,80 до 26,82 о0). В западной части Курильской котловины Охотского моря и на подходах к южным проливам Курильской гряды происходит дополнительное диапикническое
смешение вод (Wong et al., 1998; Yamamoto et al., 2002), поэтому пространственные изменения плотности здесь варьируют в более широких пределах — от 26,83 до 26,87 од. Более того, в этом районе моря также происходит и более резкое заглубление ядра промежуточных вод (от 325 до 400 м).
Нижняя граница промежуточных вод в Охотском море располагается на горизонтах от 500 до 600 м (рис. 11, а). Представленное на рис. 11 (а) поле изолиний позволяет разделить исследуемую акваторию, если следовать изолинии 550 м, на две области. Первая из них включает проливы Курильской гряды, Курильскую котловину и протяженный в меридиональном направлении район распространения тихоокеанских вод западнее Камчатки. Нижняя граница промежуточных вод здесь максимально заглублена (до 550-600 м). Основная причина этого — интенсивное вертикальное и горизонтальное перемешивание вод в проливах Курильской гряды, которые затем системой течений моря распространяются в пределах Курильской котловины, а также перемещаются в район западнее Камчатки.
135 139 143 147 151 155 159 163 135 139 143 147 151 155 159 163
Рис. 11. Характеристики нижней границы промежуточных вод Охотского моря: а — глубина положения, м; б — потенциальная плотность, о0
Fig. 11. Depth (a) and potential density (6) of the lower limit of the Intermediate water mass
Вторая область, располагающаяся к востоку от Сахалина между 48 и 55° с.ш. (рис.
11, а), характеризуется узким диапазоном изменчивости глубин (500-525 м) вследствие пониженной динамики вод в пределах обширного циклонического круговорота вод в центре Охотского моря.
Как видно на рис. 11 (б), значения потенциальной плотности на нижней границе промежуточных вод Охотского моря изменяются в довольно узких пределах (от 27,00 до 27,03 о0). Не наблюдается также строгой взаимосвязи между глубиной залегания нижней границы промежуточных вод и полем плотности на этих горизонтах (рис. 11). Отметим только тот факт, что в районе максимального заглубления нижней границы промежуточных вод (проливы Курильской гряды, Курильская котловина и протяженный в меридиональном направлении район распространения тихоокеанских вод к западу от Камчатки) отмечаются минимальные пространственные изменения плотности на нижней границе промежуточных вод (27,00-27,01 о0).
Ядро глубинной тихоокеанской водной массы на акватории Охотского моря наблюдается в диапазоне глубин от 925 до 1025 м (рис. 12, а). В поле изолиний хорошо проявляется область с практически постоянной глубиной залегания ядра этой водной массы (восточная периферия циклонического круговорота вод над Курильской котловиной Охотского моря и район основного перемещения трансформированных тихоокеанских вод на север и северо-запад), где оно находится на горизонтах 975-1000 м. Отметим также прискло-
135 139 143 147 151 155 159 163 135 139 143 147 151 155 159 163
Рис. 12. Характеристики ядра глубинной тихоокеанской водной массы: а — глубина положения, м; б — потенциальная плотность, с0
Fig. 12. Depth (a) and potential density (6) of the core of the Pacific Deep water mass
новую область западнее п-ова Камчатка, где ядро глубинной тихоокеанской водной массы выклинивается на горизонты 925-950 м. В основном это связано с интенсификацией приливных и непериодических течений над склоном, что приводит к росту вертикального и горизонтального перемешивания в тихоокеанских водах. Следующий возможный влияющий фактор — смешение тихоокеанских вод с переохлажденными придонными водами кромки шельфа.
Значения потенциальной плотности в ядре глубинной тихоокеанской водной массы Охотского моря изменяются в довольно узких пределах, от 27,34 до 27,39 о0 (рис.
12, б). Минимальные ее значения (27,34-27,35 о0) выделяются вблизи центральных проливов Курильской гряды. По мере распространения и трансформации глубинных теплых тихоокеанских вод в пределах глубоководной части моря происходит понижение температуры воды, а также рост значений плотности (с максимумом в северной части котловины Дерюгина). Следует отметить также отсутствие согласованности топографии глубины залегания и поля плотности в ядре глубинной тихоокеанской водной массы в пределах Охотского моря. Наиболее вероятно, что это связано с узким диапазоном изменчивости сравниваемых параметров и пространственно-временной неоднородностью распределения исходных данных. Поэтому пространственные изменения, например, потенциальной плотности могут быть следствием погрешностей расчетов средних многолетних значений в отдельных квадратах.
На нижней границе глубинной тихоокеанской водной массы диапазон изменчивости параметров в пределах моря более значителен (рис. 13). Так, ее нижняя граница на акватории Охотского моря наблюдается в диапазоне глубин от 1100 до 1400 м, а значения потенциальной плотности на нижней границе водной массы варьируют от 27,44 до 27,52 о Поэтому здесь наблюдается хорошее соответствие между топографией глубины положения нижней границы и полем плотности. Минимальные значения параметров выделяются на севере исследуемой акватории, а максимальные — в центре Курильской котловины (рис. 13).
Выводы
Представленные результаты свидетельствуют о том, что, взяв за основу графики вертикального распределения величин вертикальных градиентов температуры, можно выделить все элементы структуры вод моря. В Курильской котловине моря
135 139 143 147 151 155 159 163 135 139 143 147 151 155 159 163
Рис. 13. Характеристики нижней границы глубинной тихоокеанской водной массы Охотского моря: а — глубина положения, м; б — потенциальная плотность, с0
Fig. 13. Depth (a) and potential density (6) of the lower limit of the Pacific Deep water mass
для определения глубины положения ядра и нижней границы промежуточных вод необходимо дополнительно привлекать графики вертикального распределения величин вертикальных градиентов солености.
В рамках предложенного подхода получены детальные пространственные распределения верхних и нижних границ, а также ядер всех известных водных масс Охотского моря.
Далее отметим только существенно уточненные результаты.
Нижняя граница охотоморской водной массы, которая является также верхней границей промежуточной водной массы, в Охотском море находится в диапазоне глубин от 100-125 до 225 м и потенциальной плотности — от 26,55 до 26,80 о0.
Ядро промежуточной водной массы на акватории Охотского моря расположено в диапазоне глубин от 250 до 400 м, а потенциальная плотность — от 26,78 до 26,86 о0. Ее нижняя граница находится на горизонтах от 500 до 600 м, где потенциальная плотность изменяется в довольно узких пределах (от 27,00 до 27,03 о0).
Нижняя граница глубинной тихоокеанской водной массы в Охотском море наблюдается в диапазоне глубин от 1100 до 1400 м, где значения потенциальной плотности варьируют от 27,44 до 27,52 о0.
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта ДВОРАН№ 12-Ш-А-07-123.
список литературы
Андреев А.г., Жабин И.А. Распределение фреонов и растворенного кислорода в промежуточных водах Охотского моря // Метеорол. и гидрол. — 2000. — № 1. — С. 61-69.
Андреев А.г., Шевченко г.В. Межгодовая изменчивость переноса вод ВосточноКамчатским и Восточно-Сахалинским течениями и их влияние на концентрацию растворенного кислорода в Охотском море и тихоокеанской субарктике // Метеорол. и гидрол. — 2008. — № 10. — С. 70-79.
Винокурова Т.Т. Изменчивость температурных условий вод в северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. — 1965. — Т. 59. — С. 14-26.
Винокурова Т.Т. О распределении придонной температуры воды у западного побережья Камчатки // Изв. ТИНРО. — 1964. — Т. 55. — С. 165-174.
дашко Н.А. Метеорологический режим // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 9 : Охотское море, вып. 1 : Гидрометеорологические условия. — СПб. : Гидрометеоиздат, 1998. —
С. 25-75.
дерюгин К.м. Японские гидрологические исследования в Японском и Охотском морях // Зап. по гидрографии. — 1930. — Т. 59. — С. 35-51.
Жабин И.А. Вентиляция промежуточных вод в Охотском море // Метеорол. и гидрол. — 1999. — № 12. — С. 77-87.
Жигалов И.А., Лучин В.А. Межгодовая изменчивость температуры придонных вод на шельфе западной Камчатки // Метеорол. и гидрол. — 2005. — № 10. — С. 72-80.
Иванов-Францкевич г.Н. Вертикальная устойчивость водных слоев как важная океанологическая характеристика // Тр. иОаН СССР. — 1953. — Т. 7. — С. 91-110.
Леонов А.К. Региональная океанография. Ч. 1 : монография. — Л. : Гидрометеоиздат, 1960. — 766 с.
Лучин В.А. Сезонная изменчивость температуры воды в деятельном слое дальневосточных морей // Дальневосточные моря России. — М. : Наука, 2007. — Кн. 1 : Океанологические исследования. — С. 232-252.
Лучин В.А., Лаврентьев В.м. Водные массы Охотского моря // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 9 : Охотское море, вып. 1 : Гидрометеорологические условия. — СПб. : Гидрометеоиздат, 1998. — С. 166-174.
Лучин В.А., Лаврентьев В.м., яричин В.г. Гидрологический режим // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 9 : Охотское море, вып. 1 : Гидрометеорологические условия.
— СПб. : Гидрометеоиздат, 1998. — С. 92-175.
макаров с.О. Океанографические работы : монография. — М. : Географгиз, 1950. — 277 с.
мамаев О.И. Термохалинный анализ вод Мирового океана : монография. — Л. : Гидрометеоиздат, 1987. — 296 с.
морошкин К.В. Водные массы Охотского моря : монография. — М. : Наука, 1966. — 70 с.
Преображенский Ю.В., щербак с.я. Деятельность К.М. Дерюгина в области морской гидрометеорологической службы и исследования морей // Тр. ГОИН. — 1947. — Вып. 1(13). — С. 19-28.
ушаков П.В. Значение проливов Курильской гряды для кислородного режима Охотского моря // Тр. ГОИН. — 1947. — Вып. 1(13). — С. 175-188.
ушаков П.В. Система вертикальных зон Охотского моря // ДАН СССР. — 1949. — Т. 68, № 4. — С. 769-772.
Чернявский В.И. Изменчивость ядра холода и прогноз типа термического режима на севере Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности северозападной части Тихого океана. — Владивосток, 1992а. — С. 104-113.
Чернявский В.И. Особенности формирования термики деятельного слоя Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности северо-западной части Тихого океана. — Владивосток, 1992б. — С. 91-103.
Штокман В.Б. Основы теории Т, S-кривых как метода изучения перемешивания и трансформации водных масс // Проблемы Арктики. — 1943. — № 1. — С. 32-71.
Alfultis M.A. and Martin S. Satellite passive microwave studies of the Sea of Okhotsk ice cover and its relation to oceanic processes, 1978-1982 // J. Geophys. Res. — 1987. — Vol. 92. — P 13013-13028.
Andreev A. and Kusakabe M. Interdecadal variability in DO in the intermediate water layer of the Western Subarctic Gyre and Kuril Basin (Okhotsk Sea) // Geophys. Res. Let. — 2001. — Vol. 28. — P. 2453-2456.
Andreev A.G., Baturina V.I. Interannual variability of the dissolved oxygen and inorganic carbon in the Kuril basin of the Okhotsk Sea // Proc. of the 20th Intern. Sympos. on Okhotsk Sea and Sea Ice. — Mombetsu, Hokkaido, Japan, 2005. — P. 85-90.
Fukamachi Y., Mizuta G., Ohshima K.I. et al. Transport and modification processes of dense shelf water revealed by long-term moorings off Sakhalin in the Sea of Okhotsk // J. Geophys. Res.
— 2004. — Vol. 109. C09S10, doi:10.1029/2003/JC001906.
Gladyshev S., Talley L., Kantakov G. et al. Distribution, formation, and seasonal variability of the Okhotsk Sea Mode Water // J. Geophys. Res. — 2003. — Vol. 108, N C6. 3186, doi: 10.1029/2001JC000877.
Gladyshev S.V., Martin S., Riser S.C. and Figurkin A.L. Dense water production on the northern Okhotsk shelves: Comparison of ship-based spring-summer observations for 1996 and 1997 with satellite observations // J. Geophys. Res. — 2000. — Vol. 105, № 26. — P. 281-299.
Itoh M. Warming of Intermediate Water in the Sea of Okhotsk since the 1950s // J. Oceanogr.
— 2007. — Vol. 63. — P. 637-641.
Itoh M., Ohshima K.I. and Wakatsuchi M. Distribution and formation of Okhotsk Sea Intermediate Water: an analysis of isopycnal climatology data // J. Geophys. Res. — 2003. — Vol. 108. 3258. doi:10.1029/2002JC001590.
Kitani K. An oceanographic study of the Okhotsk Sea-particularly in regard to cold waters // Bull. Far Seas Fish. Res. Lab. — 1973. — Vol. 9. — P. 45-77.
Luchin V.A., Kruts A.A., Zhigalov I.A. Interannual Variability of Intermediate Waters Characteristics in the Okhotsk Sea // Proc. of the 26th Intern. Sympos. on Okhotsk Sea & Sea ice. — Mom-betsu, Hokkaido, Japan, 2011. — P. 201-204.
Martin S., Drucker R. and Yamashita K. The production of ice and dense shelf water in the Okhotsk Sea polynyas // J. Geophys. Res. — 1998. — Vol. 103, № 27. — P. 771-782.
Mizuta G., Fukamachi Y., Ohshima K.I. and Wakatsuchi M. Structure and seasonal variability of the East Sakhalin Current // J. Phys. Oceanogr. — 2003. — Vol. 33. — P. 2430-2445.
Nakanowatari T., Ohshima K.I. and Wakatsuchi M. Warming and oxygen decrease of intermediate water in the northwestern North Pacific, originating from the Sea of Okhotsk, 1955-2004 // Geophys. Res. Lett. — 2007. — Vol. 34. L04602. doi:10.1029/2006GL028243.
Ohshima K.I., Nakanowatari T., Riser S., Wakatsuchi M. Seasonal variation in the in-and out flow of the Okhotsk Sea with the North Pacific // Deep-Sea Res. II. — 2010. — Vol. 57. — P. 1247-1256.
Ohshima K.I., Shimizu D., Itoh M. et al. Sverdrup balance and the cyclonic gyre in the Sea of Okhotsk // J. Phys. Oceanogr. — 2004. — Vol. 34. — P. 513-525.
Ono K., Ohshima K.I., Kono T. et al. Water mass exchange and diapycnal mixing at Bussol’ Strait revealed by water mass properties // J. Oceanogr. — 2007. — Vol. 63. — P. 281-291.
Shcherbina A.Y., Talley L.D., Rudnick D.L. Direct observations of North Pacific ventilation: brine rejection in the Okhotsk Sea // Science. — 2003. — Vol. 302. — P. 1952-1955.
Talley L.D. An Okhotsk water anomaly: Implications for ventilation in the North Pacific // Deep Sea Res. — 1991. — Part A, № 38, Suppl. 1. — P. 171-190.
Watanabe T. and Wakatsuchi M. Formation of 26.8-26.9 sq water in the Kuril Basin of the Sea of Okhotsk as a possible origin of North Pacific Intermediate Water // J. Geophys. Res. — 1998.
— Vol. 103. — P. 2849-2865.
Wong C.S., Matear R.J., Freeland H.J. et al. WOCE line P1W in the Sea of Okhotsk: 2. CFCs and the formation rate of intermediate water // J. Geophys. Res. — 1998. — Vol. 103. — P. 15625-15642.
Yamamoto M., Watanabe S., Tsunogai S. and Wakatsuchi M. Effects of sea ice formation and diapycnal mixing on the Okhotsk Sea Intermediate Water clarified with oxygen isotope // Deep-Sea Res. I. — 2002. — Vol. 49. — P. 1165-1174.
Yasuda I. The origin of the North Pacific Intermediate Water // J. Geophys. Res. — 1997. — Vol. 102. — P. 893-909.
You Y., Suginohara N., Fukasawa M. et al. Roles of the Okhotsk Sea and Gulf of Alaska in forming the North Pacific Intermediate Water // J. Geophys. Res. — 2000. — Vol. 105 (C2). — P. 3253-3280.
Поступила в редакцию 23.04.13 г.
