CC BY
106
Гидрология
Вестник ДВО РАН. 2007. № 2
М.М.ШУТОВА
Воздействие льда на поверхностные течения Охотского моря
Впервые сформированы поля температуры и солености для всей акватории Охотского моря в средние и экстремальные по ледовитости зимы (февраль) и поле плотности для толщи вод 0-500м. Скорость течений рассчитана по диагностической модели Саркисяна. Показано значительное отличие циркуляции вод в феврале от схем, выполненных для безледного периода года.
Ice impact on surface currents in the Sea of Okhotsk. M.M.SHUTOVA (The Far-Eastern State University, Vladivostok).
Fields of temperature and salinity and a field of water density for 0-500 m water layer for the whole sea in winters with the middle and extreme (February) ice cover are produced for the first time. Velocities of currents are calculated using Sarkisyan model. A significant difference of water circulations in February from the other schemes, elaborated for free of ice periods, is shown.
К настоящему времени известно несколько фундаментальных схем циркуляции вод Охотского моря, рассчитанных исследователями по летним среднемноголетним данным [6, 8, 11, 17, 21]. Зимняя циркуляция, в отличие от летней, изучена недостаточно [2, 3, 7, 14-16]. При этом влияние плотных вод на океанологические условия непосредственно в районах их формирования почти не рассматривалось. Впервые значительное отличие зимней циркуляции вод от летней было показано А.Л.Фигуркиным [14]. Он же установил связь особенностей циркуляции и термохалинных характеристик вод с суровостью зимних условий. Но и эта работа выполнена по результатам, полученным на акваториях, свободных ото льда.
В данной работе впервые сформированы поля температуры и солености для всей акватории Охотского моря в феврале в средние и экстремальные по ледовитости зимы и поле плотности для толщи вод 0-500 м. Показано значительное отличие циркуляции вод в феврале от схем безледного периода.
Одной из важнейших характеристик гидрологического режима Охотского моря является формирование ледяного покрова. На этот процесс влияют фоновое состояние атмосферы зимой и водообмен с Тихим океаном и Японским морем.
В зимний период атмосферные процессы над Дальневосточным регионом обусловлены в основном взаимодействием сибирского антициклона и алеутской депрессии. Воздушные массы над Охотским морем переносятся на северо-запад. Южная и юго-восточная части моря находятся в области низкого давления. Термобарические атмосферные условия, зависящие от положения высотного тихоокеанского гребня и дальневосточной ложбины, формируют различия в ледовых процессах [4]. Тип ледовитости (экстремальный или средний) определяется процентным соотношением площади льда по отношению к площади моря без учета его толщины и сплоченности. В феврале этот показатель составляет от 46,8 до 90,3%.
ШУТОВА Марина Михайловна (Институт окружающей среды Дальневосточного государственного университета, Владивосток).
Адвекция водных масс также воздействует на тепловое состояние моря и льдообразование. Теплые течения проникают в Охотское море из Японского через прол. Лаперуза, а из Тихого океана - через Курильские проливы. Воды, поступающие в южную часть Охотского моря, под действием циклонической циркуляции течений поднимаются с восточной стороны на север, охлаждаются, а затем возвращаются через запад на юг.
Максимальная соленость поверхностных вод для большей части моря приходится на период ледяного покрова. Более соленые тихоокеанские воды в Курильских проливах, через которые они поступают, и в Глубоководной котловине и «Восточном канале», куда затем распространяются, делают эти районы максимально солеными круглый год; наибольшая величина приходится на период с февраля по апрель [9].
Параметры ледовитости, границ (кромки) льдов, атмосферного давления заимствовались из ежегодных отчетов о ледовых авиаразведках. Из архива Дальневосточного научно-исследовательского гидрометеорологического института (ДВНИГМИ) выбирались данные 273 глубоководных гидрологических станций, полученные в феврале в максимальные по ледовитости годы (1967, 1978, 1979 гг. - 98 станций), минимальные (1976, 1984, 1989 гг. - 106) и средние (1981, 1985, 1988 гг. - 69). Также использовались карты температуры на поверхности в феврале, составленные по наблюдениям гидрометеостанций и попутных судовых измерений (архив кафедры океанологии ДВГУ). На основе этих данных составлялись карты ледовитости, атмосферного давления, температуры, солености и плотности воды.
Дрейф льда и дрейфовое течение в океане рассчитываются только численными методами с помощью уравнений, берущих во внимание все основные факторы: напряжение трения ветра, горизонтальный градиент уровня, реальное поле плотности от поверхности до дна, схематизированную конфигурацию берегов, рельеф дна и атмосферную циркуляцию. Этим требованиям удовлетворяет диагностическая модель Саркисяна, подходящая для расчетов течений как открытой воды, так и подо льдом. Эта модель, использующая большой массив данных, опробована при построении схем течений [10].
Три составляющие скорости (и, V, ш) и приводное атмосферное давление (Ра) представляются в виде аналитических соотношений через плотность (р) и уровень океана (£) [12]. Решение производится в декартовой системе координат. Начало координат лежит на невозмущенной поверхности океана; ось х направлена по параллели на восток; ось у - по меридиану на север, ось г - вертикально вниз.
( ч в ( 1 д г л
Ро- ^ Ро дх дУ 0 У
и =
Qp0
дР* ■ í \ 9Рг í \
—- sin (az)--- cos (az)
дх ду v '
v = -
Qpo
дР t \ дРа . , ч —- cos (az)--- sin (az)
дх ду v '
( ч g ( 1 дС д z Л
exp(-az)+^i —+ —1 pdz\ ^P0 ^ Po ду дхJo )
w = -
дС 1 z (ди дИ ,
—--II —+ —¡ dz,
д? Rcos ф 0 ^дх ду)
где Q = 2m sin ф - параметр Кориолиса, где т = 7,29 10-5 с-1; р0 = const = 1,02 х 103 кг/м3 -постоянное значение плотности морской воды; A = 10-2 м2 - коэффициент вертикального турбулентного обмена в океане; А' = 10 м2/с - коэффициент вертикального турбулентного
обмена в атмосфере; a =
Ю sin ф
A
; g - ускорение свободного падения; Z (Л, Р, t) - уровень
океана; ? - координата времени; Я = 6,4 х 106м - радиус Земли; ф - широта места.
с=с + с *,
- 1 н
где £ =--Г р^ - уровень, получаемый по формуле П.С.Линейкина, а С - адиабати-
Ро о
ческая поправка, полученная путем интегрирования более простого уравнения:
f АС * + / (н, С)+не дг = Т+*
О дх Ро^ Ро7 О Лх
О дх
дх
Как показывают наблюдения, скорость дрейфа льда во многом зависит от его сплоченности (отношение площади льдин в зоне равномерного распределения к общей площади этой зоны, выраженной в баллах). В неограниченном баротропном океане большой глубины сплоченность льда на развитие дрейфового течения влияет двояко. Во-первых, возрастание сплоченности вызывает увеличение поверхностной массы льда, что снижает скорость дрейфа. Во-вторых, в сплоченных льдах действуют внутренние силы трения, направленные против скорости дрейфа. Эти силы начинают действовать при сплоченности льда (А) 7,5-8 баллов, а при 9-10 их влияние увеличивается и в среднем обусловливает 30% изменчивости скорости дрейфа. По исследованиям Арктического и антарктического научно-исследовательского института (ААНИИ) [5, 13], отношение скоростей дрейфа разреженного и редкого льда составляет о,91, а сплоченного и редкого льда - о,8. Эти данные позволяют получить следующие соотношения между льдами разной сплоченности: Ы1-3 / Ы4-в = 1,11; Ы4-в / Ы7-8 = 1,25; Ы1-3 / Ы7-8 = 1,39. Сплоченность, толщина, возраст и формы льда в Охотском море близки к аналогичным параметрам арктических морей. Результаты, полученные при моделировании прикладных задач в Карском и Баренцевом морях, могут применяться для изучения движения льда в Охотском море, и наоборот. Например, для обоснования строительства порта Индига в Баренцевом море ААНИИ принимал параметры ледяного покрова и их льдопроходимость по материалам наблюдений в Охотском море. При одинаковой толщине льда Охотского и арктических морей параметры и закономерности формирования сплоченности и скорости дрейфа практически идентичны.
С достаточным основанием отношение скорости течения на чистой воде к скорости течения в редких (1-3 балла) льдах можно принять за единицу. С помощью этих результатов была построена зависимость между коэффициентом (соотношениями) скорости дрейфа льда (А) и серединой интервалов фазной сплоченности льда (Ы) (рис. 1). График демонстрирует линейную зависимость, и при дальнейшей экстраполяции до сплоченности 9-10 баллов коэффициент равен 1,45. График отражает скорость понижения дрейфа льда в зависимости от сплоченности.
Для расчета поверхностных течений, т. е. на границе раздела лед-вода, выполняется условие склейки скоростей и0 = и = 0), где и0 - вектор скорости дрейфа льда. Поэтому при учете влияния дрейфа льда на направление и скорость поверхностных течений в формулах расчета течений по модели
Саркисяна нами были сделаны рис. 1. Коэффициент понижения скорости дрейфа льда (А) для некоторые допущения. различной сплоченности (Ы)
1. В квадратах под ледяным покровом скорость течений уменьшалась на размер коэффициента дрейфа льда А = 1,45 для глубин 0-100 м. В данном случае средняя сплоченность льда для Охотского моря принималась равной 9 баллам.
2. В этих же квадратах в аргументе тригонометрических функций в формулах расчета горизонтальных составляющих скорости течения при отсутствии льда принималась фаза п/4 (по Экману, течение на поверхности направлено под углом 45° вправо от направления ветра); при наличии ледяного покрова -п/4 по Зубову, дрейф льда имеет направление 30° вправо от направления ветра).
3. Поле плотности воды на поверхности рассчитано по сформированным ранее картам температуры воды и солености.
Для всей акватории, в том числе и подо льдом, были сформированы карты температуры и солености, по которым рассчитана плотность воды [18]. Для каждого типа ледови-тости на бланковую карту наносились осредненные данные по температуре, солености и плотности. В квадратах, обозначающих свободную ото льда поверхность и прибрежные области моря, пробелы заполнялись данными, заимствованными с карт поверхностной температуры (архив кафедры океанологии ДВГУ), также осредненной по годам для каждого типа ледовитости.
Кромка льда в Охотском море зимой совпадает с изотермой воды -1°С, а граница битых льдов - с температурой -1,7°С (Л.П.Якунин, Отчет экспедиции «Ледовый патруль в Охотском море», 1968 г.; ДВНИГМИ). Позднее установлено, что в Охотском море конфигурация области холодных вод с температурой -1°С зимой также соответствует очертаниям кромки льда [15]. Основываясь на этом, на границе кромки льда температура воды принималась нами равной -1°С, битых льдов -1,7°С, в области серых льдов [1, 13], по данным береговых станций, -1,8°С. Затем проводилась интерполяция. Таким образом были сформированы карты температуры воды на поверхности Охотского моря для февраля.
Соленость определялась путем интерполяции натурных данных в квадратах на свободной ото льда поверхности. В остальных квадратах она рассчитывалась по формуле Гелланд-Ганзена (зависимость температуры замерзания от солености) [18].
Плотность рассчитывалась для каждого типа ледовитости на поверхности (кроме квадратов с данными гидрологических станций). Определялась глубина осенне-зимней конвекции, в результате которой появляется холодный промежуточный слой. В слое от 0 до глубины проникновения осенне-зимней конвекции принимались значения плотности воды на поверхности. От глубины проникновения осеннее-зимней конвекции до 500 м проводилась экстраполяция по стандартным горизонтам. От 500 м до придонных горизонтов использовались данные среднемноголетней плотности воды, поскольку существующая информационная база не позволяет определить внутригодовые колебания на этих глубинах.
Использование составленных нами карт гидрометеорологических характеристик позволило произвести расчет полей течений для февраля на всей поверхности моря и на горизонтах 10, 100, 200, 400 м.
Анализ полученных схем показывает, что зимой в районе западной Камчатки наблюдается северное движение вод (рис. 2). На схемах хорошо просматривается заток вод через проливы от Первого Курильского до Рикорда. Движение Западно-Камчатского течения (ЗКТ) изменяется в зависимости от ледовитости. Западная граница потока проходит по 153° в.д. в годы максимальной и средней ледовитости и по 152° в.д. в годы минимальной ледовитости. В годы с максимальной ледовитостью льдом покрыта большая часть моря (88,3%), ЗКТ более узким потоком движется на север до 56° 30' с.ш. Холодные соленые воды под ледяным покровом интенсивным потоком перемещаются с североохотоморского шельфа на юг, юго-запад, юго-восток, заполняя всю западную и центральную части моря, северной ветви ЗКТ не наблюдается. В годы со средней ледовитостью (73,5%) течение также узким потоком доходит до той же широты и поворачивает на запад к впадине ТИНРО.
В малоледовитые годы (52,4%) ЗКТ более широким потоком движется на север, теплые тихоокеанские воды распространяются на большую акваторию моря, течение разделяется на две ветви: северную, которая доходит до 56° 30' с.ш., и срединную, воды которой поднимаются до 54° с.ш., они соединяются с холодными водами североохотоморского шельфа и движутся на юго-восток [17, 19]. Границы, отделяющие холодные воды североохотоморского шельфа от теплых тихоокеанских, в разные по ледовитости годы хорошо согласуются с границами кромки льда.
Движение вод, формирующее общую циклоническую циркуляцию северной части моря, в феврале нарушается. В годы с максимальной ледовитостью наблюдается южное, юго-западное движение вод. Воды северо-западной части шельфа, вне зависимости от типа ледо-витости, движутся на юг, юго-восток, к впадине Дерюгина, образуя Восточно-Сахалинское течение (ВСТ). В годы со средней ледовитостью воды шельфа от 147° в. д. движутся от берега к югу. В районе 57-58° с.ш., 143-146° в.д. воды имеют юго-восточное направление. В точке 58°с.ш., 155° в.д воды поворачивают на северо-восток и доходят до горла зал. Шелихова, их дальнейшему прохождению препятствуют вынос льда и вод из залива. На 56° с.ш. воды северо-западной части движутся на юг, образуя ВСТ. В годы с минимальной ле-довитостью течение имеет юго-западное направление по всему шельфу.
Полученные схемы течений для трех типов ледовитости демонстрируют существенное отличие от летней циркуляции вод зал. Шелихова. Предположительно противотечение североохотомор-ского шельфа вдоль берега заходит в залив, поток вод движется на юго-восток.
Антициклоническое движение вод подтверждается направлением дрейфа льда вдоль берегов западной Камчатки на юг (Л.П.Якунин, 1964 г.). У Камчатского берега наблюдается вынос вод из залива, и далее поток опускается к впадине ТИНРО [8, 20].
Начиная с 53° с. ш. воды всей акватории моря, исключая поток ЗКТ, движутся на юг, юго-восток, юго-запад и вытекают в океан через проливы Кунаширский, Екатерины, Фриза, Уруп, Буссоль, Дианы.
Рис. 2. Поле течений на поверхности Охотского моря в феврале в максимальные (а), средние (б) и минимальные (в) по ледовитости годы
Течение в центральной части моря имеет в основном южное, юго-восточное, а с 48° с.ш. - юго-западное направление. Мощный вынос североохотоморских вод не позволяет развиться Срединному течению в годы с максимальной и средней ледовитостью. Срединное течение наблюдается в годы с минимальной ледовитостью.
Зимой движение вод на поверхности Охотского моря упрощается и становится интенсивнее. Данные построенных карт скоростей течений свидетельствуют о том, что скорость постоянных течений в феврале по всей акватории моря возрастает в 1,5-2 раза по сравнению с летними и составляет 0,01-1,54 м/с. В зал. Шелихова наименьшая скорость составляет 0,04-0,3 м/с, на североохотоморском шельфе - 0,01-0,2, на шельфе - 0,2-0,4, в районе западной Камчатки - 0,02-1,54, у Курильских островов - 0,96. В разные по ледовитости годы скорости течений изменяются незначительно - на 0,01-0,02 м/с. Наибольшая скорость течений бывает в максимальные по ледовитости годы в районе Курильских островов (0,96 м/с) и в средние по ледовитости годы в районе западной Камчатки (1,54 м/с). Это напрямую связано с атмосферной циркуляцией.
На горизонтах 10-400 м циркуляция вод отражает в основном летнюю схему движения вод. Только на североохоморском шельфе и в зал. Шелихова, где осенне-зимняя конвекция достигает дна и за счет направления преобладающих ветров и формирования в полыньях высокосоленых плотных вод с температурой, близкой к точке замерзания, происходит изменение направления течений [2]. На североохотоморском шельфе течения имеют в основном юго-западное направление. На севере шельфа воды движутся вдоль берега на восток и заходят в зал. Шелихова. В заливе наблюдается антициклоническая циркуляция вод. Скорости течений с глубиной уменьшаются незначительно и на глубине 10-400 м варьируют в пределах 0,002-1,05 м/с.
Анализ полученных схем показал, что поле течений изменяется в зависимости от ледовитости и отличается от традиционных летних схем. Главное отличие связано с формированием при льдообразовании на североохотоморском шельфе аномально плотных вод. В малоледовитые зимы атмосферные потоки обусловливают дрейф льда вдоль о-ва Сахалин на юг. В зал. Шелихова и на выходе из него дрейф направлен на запад, юго-запад.
В максимальные и средние по ледовитости годы льды в северной и западной частях моря смещаются на юго-восток со значительной меридиональной составляющей, равномерно заполняя центральную часть моря.
Основные отличительные черты циркуляции вод в феврале - смена направлений вдоль-береговых течений на североохотоморском шельфе и антициклоническая циркуляция вод зал. Шелихова на поверхности. От типа ледовитости зависят распространение теплых тихоокеанских вод по акватории моря и, как следствие, движение вод Западно-Камчатского течения.
На поле течений в феврале оказывают влияние циклоническая циркуляция атмосферы и выравнивание пространственных градиентов плотности вод за счет осенне-зимней конвекции. На поверхности моря поле течений в основном зависит от соотношения ветровой и градиентной составляющих, большее влияние оказывает первая, имеющая южное, юго-восточное направление. Это особенно хорошо выражено на акватории, покрытой льдом, что напрямую связано с эффектом прилипания поверхностного слоя воды ко льду.
Главная причина отличий зимней циркуляции вод Охотского моря от летней связана с ледовитостью и изменчивостью дрейфа льда, с формированием на шельфе моря при льдообразовании аномально плотных вод, повышенной соленостью и процессами осенне-зимней конвекции.
ЛИТЕРАТУРА
1. Бушуев А.В., Волков Н.А., Лощилов В.С. Атлас ледовых образований. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 138 с.
2. Гладышев С.В. Оценка скорости формирования плотных вод на северном шельфе Охотского моря // Метеорология и гидрология. 1998. № 4. С. 231-239.
3. Давыдов И.В. Режим вод Западно-Камчатского шельфа и некоторые особенности поведения и воспроизводства промысловых рыб // Изв. ТИНРО. 1975. Т. 97. С. 63-84.
4. Дашко Н.А. Метеорологический режим // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 9. Охотское море. Вып. 1. Гидрометеорологические условия. СПб.: Гидрометеоиздат, 1998. С. 25-91.
5. Доронин Ю.П., Хейсин Д.Е. Морской лед. Л.: Гидрометеоиздат, 1975. 138 с.
6. Леонов А.К. Региональная океанография. Ч. 1. Л.: Гидрометеоиздат, 1960. 766 с.
7. Лучин В. А. Гидрологический режим // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 9. Охотское море. Вып. 1. Гидрометеорологические условия. СПб.: Гидрометеоиздат, 1998. С. 99-175.
8. Лучин В.А. Циркуляция вод Охотского моря и особенности ее внутригодовой изменчивости по результатам диагностических расчетов // Тр. ДВНИИ. 1987. Вып. 36. С. 3-13.
9. Малинин В.Н. Общая океанология. Ч. 1. Физические процессы: учеб. пособие. СПб., 1998. 341 с.
10. Международная символика для морских ледовых карт и номенклатура морских льдов. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 140 с.
11. Морошкин К.В. Водные массы Охотского моря. М.: Наука, 1966. 68 с.
12. Саркисян А.С. Численный анализ и прогноз морских течений. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 182 с.
13. Тимохов Л.А., Хейсин Д.Е. Динамика морских льдов. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. 271 с.
14. Фигуркин А.Л. Океанологические условия шельфа и склона Охотского моря в холодную половину года и их влияние на нерест минтая: дис. ... канд. геогр. наук. Владивосток: ТОИ ДВО РАН, 2003. 157 с.
15. Чернявский В.И. Изменчивость ядра холода и прогноз типа термического режима на севере Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности вод северо-западной части Тихого океана. Владивосток: ТИНРО, 1992. С. 104-115.
16. Чернявский В.И. Термические характеристики северо-восточной части Охотского моря как основа для определения типа теплового состояния акватории // Изв. ТИНРО. 1984. Т. 109. С. 94-103.
17. Чернявский В.И. Циркуляционные системы Охотского моря // Изв. ТИНРО. 1981. Т. 105. С. 13-19.
18. Шутова М.М. Методика расчета течений в зимний период. Обнинск: ВНИИГМИ-МЦД, 2004. 11 с. Деп. в ИЦ ВНИИГМИ-МЦД 10.08.04, № 1227-гм 04.
19. Шутова М.М. Течения на поверхности Охотского моря в экстремальные и средние по ледовитости годы для февраля. Обнинск: ВНИИГМИ-МЦД, 2004. 20 с. Деп. в ИЦ ВНИИГМИ-МЦД 10.08.04, № 1226-гм 04.
20. Shutova M.M., Yakunin L.P. Surfase сиггей in the bay of Shelikhov in the winter // XX Int. Symp. On Okhotsk Sea and Sea Ice: Abstrs. Mombetsu, Jap., 2005. P. 272-273.
21. Watanabe K. On the reinforcement drift of the East Sakhalin Current preceding to the ice season off the coast of Hokkaaido // Study in sea ice in the Okhotsk Sea (IV) Oceanogr. Mag. 1963. N 14. P. 117-130.
