CC BY
60
2013
Известия ТИНРО
Том 173
УДК 551.513+551.465.45(265.54) К.А. Рогачев, Н.В. Шлык*
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, 690041, г. Владивосток, ул. Балтийская, 43
воздействие тайфуна болавин на прибрежную циркуляцию вод залива петра великого
Течения на шельфе возбуждаются различными процессами, включающими ветер, приливы, градиент давления, инерционные волны. Обычно ветер является доминирующим источником энергии для течений в прибрежной зоне. Заливы и их сложная батиметрия создают горизонтальный градиент давления и трение, поэтому течения в них зависят от наклона уровня. Рассмотрено воздействие сильного ветра, вызванного тайфуном Болавин (T1215), на прибрежные течения и термохалинную структуру вод Уссурийского залива Японского моря. Сильный шторм со скоростью ветра более 30 м/с заметно изменил стратификацию вод в заливе, уровень моря и толщину перемешанного слоя. Однако оказалось, что скорость течения, вызванная сильным северным ветром (со скоростью около 20 м/с), предшествовавшим тайфуну, была такой же, как и во время тайфуна. При этом скорость течения у западного берега залива в промежуточном слое была направлена на северо-восток, т.е. против скорости ветра. Понижение температуры и рост солености во время усиления скорости течения при северном ветре позволяют считать подъем вод причиной этих изменений. Простая аналитическая модель прибрежных течений дает возможность объяснить реакцию прибрежных вод на воздействие шторма в Уссурийском заливе.
Ключевые слова: воздействие тайфуна, эстуарная циркуляция, Уссурийский залив, Японское море, динамика вод на шельфе.
Rogachev K.A., Shlyk N.V. Impact of typhoon Bolaven on coastal wind-driven circulation in Peter the Great Bay // Izv. TlNRO. — 2013. — Vol. 173. — P. 239-246.
Winds and buoyancy drive the circulation in small bays and estuaries. That circulation controls the exchange with the adjacent waters in deep sea. In bays with complex bathymetry local wind produces downwind flows over shoal and upwind flow in deep channel. Observations with adequate spatial resolution are rarely obtained to resolve the lateral structure of wind-induced exchange flows. The main purpose of this study is to investigate the wind-induced structure of the flow in the Ussuriysky Bay, Sea of Japan, after the impact of typhoon Bolaven (T1215). Strong storm dramatically changed stratification, sea level and mixed layer depth. However, it was found that north wind-induced current speed had the same magnitude as typhoon-induced velocity. The upwelling, observed in the bay, is driven by the meridional pressure gradient generated by the set down of sea level. This upwelling is a major cause of the observed sudden drop of temperature and increase of salinity in the lower layer. An analytical solution of wind-driven flow is applied to the cross-section where the instruments
* Рогачев Константин Анатольевич, ведущий научный сотрудник, e-mail: rogachev@ poi.dvo.ru; Шлык Наталья Васильевна, кандидат географических наук, научный сотрудник, e-mail: [email protected].
Rogachev Konstantin A., leading researcher, e-mail: [email protected]; Shlyk Natalia V., Ph.D., senior researcher, e-mail: [email protected].
were deployed. The wind-driven circulation consisted of downward flow in the surface layer and upwind flow in the deep channel.
Key words: typhoon, coastal upwelling, estuary flow, Ussuri Bay, Japan Sea.
Введение
Зал. Петра Великого расположен в северо-западной части Японского моря. Важными характеристиками залива являются широкий шельф к западу от о. Аскольд и сильное прибрежное течение, направленное на запад вдоль склона шельфа. Одной из причин такого прибрежного течения может быть пресная вода низкой солености у побережья (Martin, Kawase, 1998). Это течение — часть циклонической циркуляции в северной части Японского моря, оно переносит холодную воду низкой солености к полярному фронту. Северо-западная часть Японского моря — место формирования промежуточных водных масс (Kawamura, Wu, 1998). Поток вод теплого Цусимского течения, проникающего в Японское море с юга, испытывает значительные изменения: сильный поток на север в Японское море наблюдается летом и осенью, и слабый — зимой. Ранее считалось, что сила Цусимского течения определяется преимущественно ветром в океане, а не местным ветром. Недавно было показано, что изменение как ветра в океане, так и местного ветра вносит значительный вклад в сезонную изменчивость течения (Ma et al., 2012). Принято полагать, что местный ветер доминирует в изменениях уровня моря, однако до сих пор для зал. Петра Великого, включая Уссурийский залив, это не было показано. Кроме того, в конце сентября в заливе происходит быстрое падение температуры нижнего слоя воды. Возможной причиной такого обновления вод может быть апвеллинг, вызванный действием северного сгонного (отжимного) ветра. Однако прямых наблюдений, которые бы показывали действие этого механизма как основного, до сих пор не было.
Уссурийский залив и его бухты — район культивирования трепанга и моллюсков (Гаврилова и др., 2008; Гаврилова, Кучерявенко, 2010), в северной части сохранилась также небольшая популяция анадары (Олифиренко, 2007; Седова и др., 2009). Вместе с тем динамика вод на шельфе зал. Петра Великого исследована недостаточно: нет долговременных прямых измерений течений, не определены характеристики циркуляции вод в самом заливе, особенно в его бухтах. Результаты расчетов циркуляции вод в Уссурийском заливе противоречат инструментальным наблюдениям (Будаева и др., 2006, 2010). Исследования динамики его вод должны помочь выяснить механизм их вентиляции. Современное изменение климата приводит к росту температуры в субарктических водах Тихого океана (Рогачев, Шлык, 2009), поэтому важно понять, насколько быстро меняется температура на шельфе и механизмы таких вариаций.
Спутниковые наблюдения в других районах показывают, что поток вод на шельф прямо связан с присутствием вихрей на континентальном склоне (Okkonen, 1996). Известно, что антициклонические вихри существенно меняют циркуляцию и термо-халинную структуру вод (Okkonen, 1996; Rogachev et al., 2007; Рогачев, Шлык, 2009). Кроме того, процесс формирования вихрей в заливе отражает изменение местного ветра (Рогачев, Шлык, 2011).
Ветер, приливы и плавучесть, связанная с распределением плотности, — движущая сила циркуляции в заливах, бухтах и эстуариях. Прибрежная циркуляция контролирует обмен залива с глубоким морем. В заливе со сложной батиметрией (например, центральный канал по оси залива и мелководье на его границах) местный ветер генерирует поток по ветру на мелководье и противоположный поток в канале (Wong, 1994; Winant, 2004; Narvaez, Valle-Levinson, 2008). Если перемешивание сильное, то один поток достигает дна, другой — поверхности. Различие в направлении потока связано с балансом между напряжением ветра и градиентом давления, который становится важным в глубоком канале. Использование аналитической модели показывает, что ветер генерирует течение и аномалию уровня моря, особенно во время штормового воздействия. Вместе с тем до последнего времени не проводилось наблюдений за последствиями воздействия сильного ветра на динамику и структуру вод залива.
В настоящей работе рассмотрена реакция динамики вод Уссурийского залива на воздействие шторма, вызванного тайфуном Болавин, вышедшего на Владивосток в августе 2012 г.
Материалы и методы
Для того чтобы понять динамику вод в Уссурийском заливе, мы выполнили измерения течений, температуры, придонного давления и солености. Для измерения придонного давления использовались измерители уровня моря Seabird SBE-26 и WLR Aanderaa. По этим данным были вычислены приливные гармоники. Из временного ряда наблюдений за придонным давлением был вычтен прилив и сделана поправка на атмосферное давление. Для регистрации течений использовались электромагнитные измерители течений S4 Interocean, выставленные на заякоренных буях. Зондирования выполнялись СТД-зондом SBE-19. Наблюдения были собраны в 2012 г.
Постановка буев с измерителями течений позволила определить характеристики течений Уссурийского залива. Район работ и положение выставленных буев с измерителями течений и части станций показаны на рис. 1. Буй с измерителями скорости был выставлен у западного берега залива на глубине около 20 м. Два измерителя скорости течений S4A располагались на глубине 9 и 17 м.
Рис. 1. Район исследований и положение станций. Открытые круги указывают положение буев с измерителями течений (S4) и уровня моря (WLR, SBE): 1 — СТД-станции, 2 — буи Fig. 1. Area of observations and stations location. Open circles—the buoys with current meters (S4) and sea level recorders (WLR, SBE): 1 — oceanographic station, 2 — buoy
Данные о скорости ветра, атмосферном давлении и температуре воздуха получены на сайте www.rp5.ru.
Результаты и их обсуждение
Изменение уровня моря Изменение уровня моря на западном берегу залива в период прохождения тайфуна показано на рис. 2. Аномалия уровня понижалась до минимального значения минус 25 см 24 августа 2012 г. и стала расти в период усиления юго-восточного ветра, связанного с прохождением тайфуна Болавин (Т1215) (порывы ветра до 33 м/с). Аномалия уровня выросла 29 августа на 50 см и достигла максимального значения 25 см. Ослабление и смена ветра после прохождения тайфуна привели к падению аномалии уровня до нуля уже 1 сентября 2012 г. Падение уровня до минимального значения 24 августа было связано с сильным северным ветром (рис. 3). Такое же падение уровня, связанное с северным ветром, наблюдалось 16-17 сентября. Рост уровня 18 сентября был связан
Рис. 2. Аномалия уровня моря по данным наблюдений в августе-сентябре 2012 г. Отмечены периоды тайфунов Т1215 и Т1216
Fig. 2. Sea level anomaly in August-September 2012. Typhoons T1215 (Bolaven) and T1216 events are shown by wide grey lines
Рис. 3. Изменение скорости ветра во Владивостоке во время наблюдений
Fig. 3. Wind speed in Vladivostok during the measurements
с выходом тайфуна Самба (Т1216) и составил 65 см. Этот рост был вызван стоком пресной воды. Тем самым рост уровня в результате стока пресной воды превысил его изменения от штормового ветра 28-29 августа.
Изменение гидрологической структуры вод под действием тайфуна
Изменение солености на горизонте 9 м и у дна получено по данным измерителя течений S4A и измерителя уровня SBE-26. Эти наблюдения показали, что при северном ветре 23-24 августа 2012 г. наблюдался рост солености на 0,4 ед. Наиболее выразительное изменение солености произошло во время усиления юго-восточного ветра под действием тайфуна Болавин 29 августа. При этом соленость у дна достигла поверхностных значений.
Значительные изменения температуры происходили во время усиления ветра. Температура у дна уменьшилась на 5 °С при смене ветра на северный. При этом температура верхнего слоя уменьшилась только на 1 °С, что указывает на подъем вод как наиболее вероятную и единственную причину такого быстрого падения. Действительно, скорость потока была направлена на северо-восток. Тем самым подъем вод из глубокой части шельфа привел к быстрому падению температуры и росту солености придонных вод.
Скорость потока
Скорость потока на горизонте 9 м составила 45 см/с во время усиления северного ветра и в 1,5 раза превышала скорость течения у дна на горизонте 17 м. Такая же максимальная скорость наблюдалась в период прохождения тайфуна Болавин (рис. 4). Существенное различие между этими двумя событиями заключается в разном на-
30 — Л
•40
8/19/2012 8/21/2012 8/23/2012 8/25/2012 8/27/2012 8/29/2012 8/31/2012 9/2/2012 Месяц/день 2012 г.
Рис. 4. Изменение скорости течений на станции у западного берега залива: NW — северозападный ветер 22-23 августа; Sp — скорость потока; Ve — зональная компонента скорости Fig. 4. Current velocity at the western coast of the Ussuri Bay: NW — the event of strong northwestern wind on August 22-23; Sp — current velocity; Ve — zonal component of the current
правлении потока. Для северного ветра поток был направлен вдоль изобаты на северо-восток против ветра (рис. 4, 5). Для юго-восточного ветра поток был направлен также вдоль изобат на юго-запад. Следовательно, в обоих случаях поток был направлен против ветра. Прогрессивная векторная диаграмма, приведенная на рис. 5, указывает на смещение частиц воды под действием северного (23-24 августа) и юго-восточного (28-29 августа) ветра. При этом модуль скорости потока во время северного ветра имел такое же значение, как во время тайфуна.
X (км)
Рис. 5. Прогрессивная векторная диаграмма для горизонта 9 м у западного берега залива. Стрелки показывают направление потока
Fig. 5. Progressive vector diagram for the depth 9 m at the western coast of the Ussuari Bay. Arrows show the flow direction
Аналитическое решение для ветрового течения в заливе Чтобы объяснить формирование потока против северного ветра в заливе, рассмотрим простую аналитическую модель циркуляции вод. Следуя Winant (2004) и Narvaez, Valle-Levinson (2008), баланс момента импульса в направлении вдоль залива будем полагать между градиентом давления и трением, что в безразмерном виде можно записать как
д 2u dh (1)
dz2 dx
где и, h, x, z — соответственно безразмерная скорость потока вдоль эстуария, аномалия уровня, координата вдоль эстуария и вертикальная координата. Размерные масштабы этих переменных заданы в виде
и = fprUd, Л = РТтП, х = XjL, 2 = 4т , (2)
тН Т L Н
где р — плотность морской воды, кг/м3; t — напряжение ветра, Па; Az — коэффициент вертикальной вязкости, м2/с; H — глубина моря, м; g — ускорение силы тяжести, м/с2; L — продольный размер эстуария, м; индекс d означает размерную переменную. Преимущество использования безразмерных переменных в том, что решение не зависит от р, t, Az, H, L, g.
Граничными условиями для решения уравнения (1) являются прилипание на дне и заданное напряжение ветра на поверхности:
u = 0, z = -h
du
dz
= 1, z = 0,
(3)
где h — безразмерная глубина. Интегрируя уравнение (1) дважды и подставляя граничные условия (3), получим следующее распределение скорости:
и =
dh
дх
-h
2
2 Л
+ (z + h).
(4)
Это решение описывает поток, вызываемый ветром, на поперечном разрезе для любого распределения глубины. Первый член правой части уравнения (4) отражает поток, вызываемый наклоном уровня. Поток направлен против наклона уровня, а его скорость имеет параболический профиль. Второй член правой части представляет собой поток, вызванный ветром и направленный по ветру. Он ослабевает линейно с глубиной. Величину наклона уровня можно определить, интегрируя уравнение (4), чтобы получить полный поток на разрезе. Полагая отсутствие полного потока на поперечном разрезе с реальной батиметрией h(y), где у — поперечная координата, можно получить соотношение для наклона уровня.
После этого можно использовать уравнение (4) для расчета скорости потока с реальным профилем глубины через залив. Результаты расчета скорости потока для реального профиля глубины при северном ветре показывают, что продольная компонента скорости направлена в залив в глубоком канале и в противоположную сторону в самом верхнем слое (рис. 6). Тем самым поток в залив при северном ветре связан с формированием наклона уровня и его определяющей ролью для течения в промежуточном слое.
Рис. 6. Распределение продольной компоненты скорости на поперечном разрезе через залив, полученное с помощью простой модели. Все величины в безразмерном виде
Fig. 6. Modeled longitudinal component of current velocity at the section across the bay. All values are dimensionless. Negative values mean the flow into the bay
Выводы
Подъем вод в Уссурийском заливе и понижение температуры в придонном слое вызваны действием отжимного (сгонного) ветра. Апвеллинг и адвекция холодной воды происходят в глубокой части у северо-западного берега залива под действием северного ветра. Скорость течения в период действия сильного северного ветра достигала 45 см/с, имела такую же величину, как и во время воздействия тайфуна, и была направлена против ветра. Это означает, что сильный северный ветер по своему воздействию на циркуляцию вод имеет такое же значение, как штормовое воздействие тайфуна. Падение уровня в результате сгона составило около 20 см. Рост уровня моря в результате штормового нагона от тайфуна достиг 50 см. Механизм циркуляции вод в заливе связан с формированием наклона уровня под действием ветра. Наклон уровня вызывает поток на шельф, подъем вод, обновление и быструю вентиляцию придонного слоя. Сильный северный ветер является существенным для вентиляции промежуточного слоя.
Работа поддержана грантом РФФИ № 11-05-98508-р_восток_а.
Будаева В.д., зуенко ю.И., Макаров В.г. Структура и динамика вод залива Петра Великого в условиях сильного летнего распреснения (2008-2009 гг.) // Тр. ДВНИГМИ. —
2010. — Юбил. вып. — С. 158-172.
Будаева В.д., зуенко ю.И., Макаров В.г. Структура и циркуляция вод в бухте Суходол (Уссурийский залив Японского моря) // Изв. ТИНРО. — 2006. — Т. 146. — С. 226-234.
гаврилова г.с., Кучерявенко А.В. Товарное выращивание дальневосточного трепанга Apostichopus japonicus в заливе Петра Великого: методические особенности, результаты работы хозяйства марикультуры в бухте Суходол // Изв. ТИНРО. — 2010. — Т. 162. — С. 342-354.
гаврилова г.с., Кучерявенко А.В., Косых М.М. Восстановление скоплений дальневосточного трепанга методами марикультуры на примере бухты Суходол (залив Петра Великого, Японское море) // Современное состояние водных биоресурсов : мат-лы науч. конф., посвящ. 70-летию С.М. Коновалова. — Владивосток : ТИНРО-центр, 2008. — С. 717-720.
Олифиренко А.Б. Условия формирования поселений двустворчатого моллюска Anadara broughtoni в зал. Петра Великого (Японское море) // Изв. ТИНРО. — 2007. — Т. 149. — С. 122-137.
Рогачев К.А., Шлык Н.В. Антициклоническая циркуляция вод Амура в Сахалинском заливе по спутниковым и морским наблюдениям // Исследование Земли из космоса. —
2011. — № 6. — С. 73-79.
Рогачев К.А., Шлык Н.В. Изменение характеристик халоклина и рост температуры в Камчатском течении и Ойясио // Океанол. — 2009. — Т. 49, № 6. — С. 814-819.
седова л.г., Калинина М.В., соколенко д.А. Влияние запрета промысла на состояние поселения анадары в Уссурийском заливе (залив Петра Великого, Японское море) // Изв. ТИН-РО. — 2009. — Т. 159. — С. 101-108.
Kawamura H., Wu P. Formation mechanism of Japan Sea proper water in the flux xenter of Vladivostok // J. Geophys. Res. — 1998. — Vol. 103(C10). — P. 21611-21622.
Ma C., Wu D., Lin X. et al. On the mechanism of seasonal variation of the Tsushima warm current // Continental Shelf Research. — 2012. — Vol. 48. — P. 1-7.
Martin S., Kawase M. The southern flux of sea ice in the Tatarskiy Strait, Japan Sea and the generation of the Liman Current // J. Marine Res. — 1998. — Vol. 56, № 1. — P. 141-155.
Narvaez D.A., Valle-Levinson A. Transverse structure of wind-driven flow at the entrance to an estuary: Nansemond River // J. Geophys. Res. — 2008. — Vol. 113(C9). — C09004.
Okkonen S. The influence of an Alaskan Stream eddy on flow through Amchitka Pass // J. Geophys. Res. — 1996. — Vol. 101(C4). — P. 8839-8851.
Rogachev K.A., Shlyk N.V., Carmack E.C. The shedding of mesoscale anticyclonic eddies from the Alaskan Stream and westward transport of warm water // Deep-Sea Res. P. II: Topical Studies in Oceanography. — 2007. — Vol. 54, № 23-26. — P. 2643-2656.
Winant C.D. Three dimensional wind-driven flow in an elongated rotating basin // J. Phys. Oceanogr. — 2004. — Vol. 34. — P. 462-476.
Wong K.C. On the nature of transverse variability in a coastal plain estuary // J. Geophys. Res. — 1994. — Vol. 99. — P. 14209-14222.
Поступила в редакцию 17.01.13 г.
