Гидрология глубинных теплых вод Охотского моря в сентябреноябре 2000 г.

2002

Известия Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра

Том 130

Г.В.Хен, С.В.Дудков

ГИДРОЛОГИЯ ГЛУБИННЫХ ТЕПЛЫХ ВОД ОХОТСКОГО МОРЯ В СЕНТЯБРЕ-НОЯБРЕ 2000 Г.

По классификации К.В.Морошкина (1966), "глубинные тихоокеанские водные массы Охотского моря" залегают на глубине 600-1350 м и имеют среднюю температуру 2,3 °С и среднюю соленость 34,3 епс. Характерной особенностью данной водной массы является "глубинное ядро максимальной температуры" (2,2-2,5 оС) в слое 900-1200 м и глубинный минимум кислорода (менее 1 мл/л). Позднее они были названы "глубинная теплая вода" (Kitani, 1973) и "мезотермальный слой" (Talley and Nagata, 1995), аналогичный "теплому промежуточному слою" Берингова моря и восточной Камчатки. Последнее, как и название "дихотер-мальный слой" (холодный промежуточный слой), более распространено в зарубежной литературе. Поэтому мы в дальнейшем примем термин Китани (Kitani, 1973) - "глубинная теплая водная масса", который, как нам представляется, наиболее удачен. В Охотском море этот слой имеет отличительные особенности, самая принципиальная - более глубокое положение ядра максимальной температуры: на 300 м ниже, чем с тихоокеанской стороны Курильской гряды (Talley and Nagata, 1995), и на 500-600 м ниже, чем в Беринговом море.

В данной работе проводится исследование гидрологических условий толщи воды 500-1100 м, которая условно считается заполненной полностью глубинной теплой водной массой. Изучение глубинных слоев Охотского моря имеет важное значение для оценки современного состояния теплового и солевого балансов, в немалой степени связанных с интенсивностью поступления вод из Тихого океана, наиболее заметного и значимого ниже деятельного слоя. До настоящего времени данный вопрос изучен слабо, имеются только сведения, полученные по средним многолетним данным (Лучин и др., 1998).

Были привлечены материалы экспедиционных наблюдений на НИС "Профессор Кагановский", полученные в рамках реализации комплексно-целевой программы по исследованию экосистемы Охотского моря в сентябре-ноябре 2000 г. (рис. 1, а). Всего были выполнены 73 станции до 1100 м, равномерно покрывшие глубоководный бассейн моря в пределах 500-метровой изобаты. Наблюдения проводились автоматическим зондом ICTD-3000 фирмы "Falmouth Scientific, Inc." с 1-метровым шагом сканирования, что позволило вывести точную характеристику ядра глубинного максимума температуры. Были построены карты динамической топографии для горизонта 500 м относительно 1000 дбар, пространственного распределения температуры и солености на глубинах 500, 750, 1000 м и топографии, температуры, солености и плотности в ядре теплого глубинного слоя.

144 146 148 150 152 154 156 144 146 148 1

Рис. 1. Схема станций в Охотском море в сентябре-ноябре 2000 г. (а) и динамическая топография на горизонте 500 м относительно 1000 дбар (б): ВИО - возвышенность Института океанологии, ВАН - возвышенность Академии Наук СССР

Fig. 1. Scheme of station in September-November, 2000 (a) and dynamic topography of 500 m relatively 1000 dbar (б): ВИО - Institute of Oceanology Rise, ВАН - Academy of Science Rise

Основной особенностью циркуляции вод на глубине 500 м явился общий северо-восточный перенос к югу от 52о с.ш. (рис. 1, б), что соответствует схеме течений на поверхности моря осенью (Хен и др., наст. сб.). Обратный поток, замыкающий циклонический круговорот над глубоководной котловиной, проходит вдоль южной периферии впадины Дерюгина и представлен одной единственной изогипсой (51 дин. ед.), из чего можно сделать вывод о его слабости относительно Северо-Восточного течения на юге.

Сходство с деятельным слоем моря проявилось в отсутствии квазистационарного антициклонического круговорота над Курильской котловиной, в яркой выраженности двух крупных антициклонических меандров на 148 и 152о в.д. и циклонического вихря между ними, в наличии антициклонического вихря вблизи прол. Буссоль. Из этого следует, что сезонная перестройка течений в южной глубоководной части моря, замеченная на поверхности (Хен и др., наст. сб.), коснулась промежуточных и, видимо, глубинных слоев. Это могло произойти в связи с усилением затока тихоокеанских вод (Хен, наст. сб.), заметно изменяющему поле плотности. Возможно, свою роль, скорее всего дополнительную, сыграли и необычайно раннее окончание летнего муссона, и повышенная интенсивность зимнего муссона уже в октябре (Глебова, Хен, наст. сб.).

Динамическая топография на глубине 500 м показывает движение промежуточных вод из зал. Терпения в сторону Курильской котловины, заток тихоокеанских вод через прол. Буссоль и вынос охотоморских вод через средние проливы. Принято считать (Favorite et al., 1976; Talley, 1991; Ohshima et al., in press; и др.), что прол. Буссоль является преимущественно сточным, но имеются сведения о значительной его роли в притоке тихоокеанских вод (Kurashina et al., 1967; Истоки Ойясио, 1997). Разнообразие взглядов на роль прол. Буссоль в водообмене с Тихим океаном связано со значительной изменчивостью потоков в нем, причем в оп-

ределенный момент приток тихоокеанских вод мог даже преобладать, а в глубинных слоях такое происходит постоянно (Истоки Ойясио, 1997).

В отличие от холодного промежуточного слоя (Хен и др., наст. сб.), на глубинах 500, 750 и 1000 м поток из Тихого океана через прол. Буссоль (рис. 2, а, в, д) на картах температуры не просматривался. Вся южная часть съемки, включая Курильскую котловину и прол. Буссоль, была заполнена относительно холодными водами, что связано с опусканием зимних вод в антициклоническом круговороте. Таким образом, в промежуточных и глубинных слоях вертикальные потоки играют заметную роль в формировании поля температуры, а горизонтальные движения вод могут быть малозначимыми.

Поле температуры на глубине 500 м (рис. 2, а) имело пятнистый характер, отражающий интенсивность вертикального перемешивания и степень проникновения холодных вод осенне-зимней конвекции. Холодные (1,6-1,7 °С), относительно северной части съемки (1,9-2,0 °С), воды Курильской котловины поступают преимущественно из зал. Терпения (Wakatsuchi and Martin, 1990), поэтому соленость здесь ниже (рис. 2, б), чем на севере глубоководного бассейна, где огромное значение имеют высокосоленые воды, формирующиеся в прибрежных полыньях северо-охотоморского шельфа. На месте сползания этих вод вдоль склона восточного Сахалина и впадины Дерюгина соленость на глубине 500 м была самой высокой (более 33,8 епс). Отсюда высокосоленые воды широко растекались по глубоководному бассейну моря и были заметны на юге вплоть до 50о с.ш.

Поля солености на глубинах 500 и 750 м в южной части глубоководной котловины моря (рис. 2, б, г), где активность вод повышенная, полностью соответствовали динамической топографии: изохалины южнее 52о с.ш. были ориентированы с юго-запада на северо-восток; выделялись два выступа пониженной солености на месте антициклонических меандров; в зоне циклонического вихря была сформирована область высокой солености; еще одна область низкой солености приходилась на антициклонический вихрь вблизи прол. Буссоль. Такое совпадение связано с преимущественной ролью солености в формировании полей плотности Охотского моря, составляющих основу расчета карт динамической топографии.

Общее понижение солености с севера (34,12-34,15 епс) на юг (34,034,10 епс) сохранялось и на глубине 750 м, однако характерные для 500 м максимальные величины на восточном склоне о. Сахалин не наблюдались. По всей видимости, на этой глубине влияние высокоплотных шель-фовых вод уже слабое, более значимыми в солевом режиме становятся тихоокеанские воды, а повышение солености в северной части глубоководного бассейна моря связано с общим циклональным характером циркуляции вод.

Температура воды на глубине 750 м (рис. 2, в) составляла 2,152,45 оС, что соответствует глубинным водам Тихого океана (Степанов, 1974). Самые низкие значения (2,15-2,20 оС), как и на глубине 500 м, были отмечены на юго-западе съемки над Курильской котловиной.

Глубинные тихоокеанские воды поступают в Охотское море в основном через проливы Крузенштерна (Морошкин, 1966) и Буссоль (Истоки Ойясио, 1997). При этом более теплые и соленые воды поступают через прол. Крузенштерна (Yasuoka, 1967), тогда как сильное вертикальное перемешивание вокруг прол. Буссоль заметно понижает температуру и соленость проникающих здесь тихоокеанских вод (Talley, 1991).

Остальные проливы относительно мелководны и значимы только при водообмене с поверхностными и промежуточными водами.

Рис. 2. Температура

Fig. 2. Temperature

Карты температуры на глубинах 750 и 1000 м (рис. 2, в, д) показывают преимущественную роль только прол. Крузенштерна в притоке

глубинных тихоокеанских вод в Охотское море. Полоса теплых вод с температурой более 2,35 °С на глубине 750 м и более 2,38 °С на глубине 1000 м вдоль склона юго-западной Камчатки была вытянута от прол. Крузенштерна до южного склона возвышенности Лебедя, где они обычно начинают разрушаться при перемешивании с холодными шельфовыми водами, опускающимися в процессе плотностной конвекции.

Поток тихоокеанских вод из прол. Буссоль на этих картах практически не заметен, небольшой язык, вытянутый в Охотское море (рис. 2, г, е), связан с антициклоническим вихрем. Скорее всего осенью 2000 г. через прол. Буссоль глубинный поток из Тихого океана был слабым или отсутствовал, что наряду с заметным поступлением тихоокеанских вод в верхних и промежуточных слоях (Хен и др., наст. сб.) является особенностью данного года.

Поле солености на глубине 1000 м имело более упрощенный вид (рис. 2, е), чем в верхних горизонтах: отсутствовали антициклонические выступы, не просматривался и циклонический вихрь между ними. С другой стороны, ядро пониженной солености вблизи прол. Буссоль показывает, что антициклонический вихрь распространял свое влияние по меньшей мере до глубины 1000 м. В целом на севере и северо-востоке глубоководного бассейна преобладали океанические солености (более 34,32 епс), здесь плотностные конвекции до 1000 м практически не достигали. Над Курильской котловиной заметную роль продолжало играть вертикальное перемешивание и соленость за счет вышележащих вод была понижена до 34,24-34,28 епс.

Сравнение со среднемноголетними температурами на горизонте 1000 м (Лучин и др., 1998) показало преобладание положительных аномалий (0,05-0,1 °С) на большей части обследованной акватории, что может свидетельствовать как об интенсивном поступлении тихоокеанских вод, так и о слабом вертикальном перемешивании.

Топография глубинного максимума температуры (ГМТ) менялась от глубины 750 м в потоке тихоокеанских вод на востоке до 850 м у Сахалина, где происходит мощное опускание уплотненных вод, образованных при интенсивном вертикальном перемешивании с холодными промежуточными водами. Максимальное заглубление (до 1000 м и более) наблюдалось в вершине впадины Дерюгина и в антициклоническом круговороте над Курильской котловиной (рис. 3, а).

Наибольшая температура воды (2,50-2,54 оС) зафиксирована восточнее 150о в.д. (рис. 3, б), где широким фронтом распространяются тихоокеанские воды, поступающие через прол. Крузенштерна. Соленость здесь составила 34,12-34,24 епс (рис. 3, в), плотность 27,25-27,35 ед. (рис. 3, г). Причем ось тихоокеанских вод была вплотную прижата к склону западной Камчатки, температура и соленость в ней до 54о с.ш. оставалась практически без изменений, т.е. перемешивание здесь очень слабое. Трансформация тихоокеанских вод наблюдалась при их распространении на запад со стороны западной Камчатки и на юго-запад от банки Кашеварова.

Вдоль восточносахалинского склона процесс трансформации тихоокеанских вод приобретал большой масштаб: ядро ГМТ опускалось, температура воды в нем понижалось до 2,35 оС (рис. 3, б), а значения солености по сравнению с восточной частью глубоководного бассейна повышались на величину до 0,1 епс (рис. 3, в). Наиболее мощный процесс опускания шельфовых вод происходил на склонах впадины Дерюгина и в зал. Терпения, на что указывают максимально глубокое положение ядра глубинных вод и обширные очаги вод с пониженной температурой.

При этом в вершине впадины Дерюгина плотность составила 27,47,45 ед., тогда как в Курильской котловине - приблизительно 27,35 ед. (рис. 3, г). Эти значения значительно выше плотности шельфовых вод полыньи (Talley and Nagata, 1995). Пока нет точного объяснения высокой плотности в вершине впадины Дерюгина, но можно предположить проникновение глубинных тихоокеанских вод по ложбинам между возвышенностями Института океанологии и Академии Наук СССР.

Рис. 3. Топография (а), температура (б), соленость (в) и плотность (г) в ядре глубинной теплой воды

Fig. 3. Topography (a), temperature (б), salinity (в) and density (г) in of core of deep warm water

На склоне п-ова Терпения была сформирована изолированная область, где ядро ГМТ было расположено выше на 50-100 м, чем в остальной части исследуемого бассейна. В этом ядре значения солености на 0,04 епс, а плотности - на 0,025 усл. ед. были ниже, чем в ГМТ окружающих вод. На картах 500, 750 и 1000 м, что рассмотрены выше (см. рис. 2), эта область не просматривается, т.е. процесс апвеллинга, отмеченный ранее в деятельном слое моря (Зуенко, Юрасов, 1997), в глубинных водах исключается. По всей видимости, ее формирование не обусловлено с динамическими причинами, а является результатом слабого проникновения сюда глубинных тихоокеанских вод, огибающих с севера и юга под-

145

водное плато с глубинами 200-1000 м, расширяющееся здесь до 150 км, что заметно шире, чем в остальной части восточносахалинского склона (35-45 км). Это подтверждают топография ГМТ, изотермы и низкая температура (2,34 °С) на склоне п-ова Терпения, сравнимая только с температурой воды в вершине впадины Дерюгина и в Курильской котловине, куда поступление глубинных тихоокеанских вод ослаблено.

Между холодными распресненными водами Курильской котловины и теплыми солеными водами Западно-Камчатского течения прослеживается хорошо выраженная фронтальная зона, характеризуемая двумя линиями максимальных градиентов: южной, направленной от прол. Буссоль до мыса Терпения, и северной, повторяющей конфигурацию склона северной части моря. Первая отделяет воды Курильской котловины, вторая представляет фронт основного потока глубинных тихоокеанских вод.

Таким образом, осенью 2000 г. на глубине 500 м сохранились элементы поверхностной циркуляции: отсутствовал антициклонический круговорот над Курильской котловиной, были выражены два антициклонических меандра и циклонический вихрь между ними, присутствовал антициклонический вихрь вблизи прол. Буссоль. Над глубоководной котловиной в целом был отмечен циклонический круговорот.

Поступление глубинных вод из Тихого океана было заметно только через прол. Крузенштерна.

Общим для глубинных слоев явилось понижение солености с севера на юг. Температура понижалась с севера на юг только на глубине 500 м, а на глубинах 750 и 1000 м - с северо-востока на юго-запад.

На глубине 500 м заметно влияние высокоплотных вод шельфа, сползающих по восточносахалинскому склону, тогда как на горизонте 750 м оно исчезает.

Топография глубинного максимума температуры (ГМТ) менялась от глубины 750 м в потоке тихоокеанских вод на востоке до 850 м и Сахалина. Максимальное заглубление (до 1000 м и более) наблюдалось в вершине впадины Дерюгина и в антициклоническом круговороте над Курильской котловиной. Ось тихоокеанских вод была прижата к склону западной Камчатки, на всем его протяжении температура и соленость оставалась практически без изменений.

Литература

Глебова С.Ю., Хен Г.В. Особенности синоптической обстановки над Охотским морем в 1997 и 2000 гг. // Наст. сб.

Зуенко Ю.И., Юрасов Г.И. Структура водных масс прибрежных районов Охотского моря // Метеорология и гидрология. - 1997. - № 3. - С. 50-58.

Истоки Ойясио / Под ред. В.Р.Фукса и А.Н.Мичурина. - СПб., 1997. -246 с.

Лучин В.А., Лаврентьев В.М., Яричин В.Г. Гидрологический режим // Проект "Моря". Гидрометеорология и гидрохимия морей. - СПб.: Гидроме-теоиздат, 1998. - Т. 9: Охотское море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. - С. 92-175.

Морошкин К.В. Водные массы Охотского моря. - М.: Наука, 1966. - 66 с.

Степанов В.Н. Мировой океан. - М.: Знание, 1974. - 255 с.

Хен Г.В. Гидрологические условия Охотского моря в конце 90-х гг по данным двух вертикальных разрезов // Наст. сб.

Хен Г.В., Фигуркин А.Л., Жигалов И.А. Гидрологические условия южной глубоководной части Охотского моря в октябре-ноябре 2000 г. // Наст. сб.

Favorite F., Dodimead A.J. and Nasu K. Oceanography of the Subarctic Pacific Region, 1960-71: Intern. North Pacific Fisheries Commission. - Vancouver, Canada, 1976. - № 33. - 187 p.

Kitani K. An oceanography study of the Okhotsl sea - Particularly in regard to cold waters // Bull. Far. Seas Fish. Res. Lab. - 1973. - № 9. - P. 45-76.

Kurashina S., Nishida K. and Nakabayashi S. On the open water in the southeastern part of the frozen Olhotsk Sea and the current through the Kuril Island // J. Oceanogr. Soc. Japan. - 1967. - Vol. 23. - P. 57-62.

Ohshima K.I., Wakatsuchi M., Fukamachi Y. and Masuta G. Near surface circulation and tidal currents of the Okhotsk Sea observed with the satellite-tracked drifters // Journ. Geophys. Res. (In press).

Talley L.D. An Okhotsk Sea water anomaly: implications for venyilation in the North Pacific // Deep-Sea Research. - 1991. - Vol. 38. - P. 171-190.

Talley L.D. and Nagata Y. The Okhotsk Sea and Oyashio Region: PICES Scientific Report. - 1995. - № 2. - 227 p.

Wakatsuchi M. and Martin S. Water condition in the Kuril Basin of the sea of Okhotsk and its relation to eddy formation // The 4th Int. Symp. on Okhotsk Sea and sea ice: Abstracts. - Mombetsu, Japan, 1990. - P. 102-106.

Yasuoka T. Hydrography in the Okhotsk Sea // Oceanogr. Mag. - 1967. -Vol. 19. - P. 61-72.

Поступила в редакцию 15.05.02 г.