Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Краткая характеристика состояния изученности охотского моря
1.1. Береговая линия и рельеф дна 9
1.2. Метеосиноптические условия 11
1.3. Основные этапы исследования циркуляции вод моря 12
1.4. Циркуляция вод северной части моря 17
1.5. Термохалинные условия 20
1.6. Общие закономерности распределения минтая, его икры и личинок в зимне-весенний период 22
ГЛАВА 2. Материалы и методика их обработки
2.1. Характеристика используемых океанографических данных 26
2.2. Расчет средних многолетних полей океанологических характеристик 28
2.3. Расчет геострофических течений 31
2.4. Ледовая, метеорологическая, биологическая информация и методы ее обработки 33
ГЛАВА 3. Средние многолетние характеристики вод северной части охотского моря в зимне-весенний период
3.1. Характеристики и пространственное подразделение охотоморской водной массы 35
3.2. Характеристики глубинной тихоокеанской водной массы 42
3.3. Внутригодовой ход температуры и солености в охотоморской и в промежуточной охотоморской водных массах 49
3.4. Геострофическая циркуляция вод 55
ГЛАВА 4. Межгодовая изменчивость и типизация гидрометеоусловий охотского моря в холодную половину года 62
4.1. Классификация ледовых и термических условий 64
4.2. Закономерности системы атмосфера - Охотское море в годы с малой и высокой деловитостью 72
4.2.1. Поле приземного давления 73
4.2.2. Поле приземной температуры воздуха 76
4.2.3. Термохалинное состояние вод северной части моря 78
4.3. Механизм формирования и распределения солености 87
ГЛАВА 5. Межгодовая изменчивость и типизация геострофической циркуляции северной части моря по данным весенних съемок 1983-2001 гт 92
5.1. Западно-камчатский шельф 94
5.2. Залив Шелихова 105
5.3. Северо-охотский шельф 109
5.4. Два типа весенней циркуляции северной части моря 115
ГЛАВА 6. Влияние океанологических условий на положение нерестилищ минтая
6.1. Средние многолетние океанологические условия в зимне-весенний период и их влияние на миграции минтая 120
6.2. Океанологические условия и распределение минтая и его икры весной 1983-2001 гг 122
Заключение 138
Литература 140
- Основные этапы исследования циркуляции вод моря
- Расчет средних многолетних полей океанологических характеристик
- Характеристики глубинной тихоокеанской водной массы
- Закономерности системы атмосфера - Охотское море в годы с малой и высокой деловитостью
Введение к работе
АКТУАЛЬНОСТЬ РАБОТЫ. За более чем столетнюю историю научных исследований Охотского моря сложились основополагающие представления о крупномасштабной циркуляции; о пространственном распределении, величине и причинах изменчивости гидрологических характеристик его вод /7, 11, 12, 14, 27, 36, 39, 43, 45, 48, 52, 61, 64, 73-75, 77, 80, 86, 88-90, 94, 96, 98-99, 109, 112, 138, 142, 145, 146, 150, 178, 199/. Отдавая должное достигнутым результатам, следует отметить, что многие положения, важные для понимания механизмов формирования океанологических условий Охотского моря, требуют дальнейшего исследования и уточнения.
Огромные акватории Охотского моря до шести и более месяцев в году покрыты льдом /27, 96, 150/ из-за чего на все это время приходится менее 20 % имеющихся данных о состоянии его вод /27/. По этой причине океанологические условия зимне-весеннего периода, играющего важнейшую роль в формировании режима моря 12, 11, 22, 43, 86, 89, 96, 145, 149/, изучены значительно хуже, чем летне-осеннего.
На холодную часть года достаточно часто экстраполируются представления о циркуляции, полученные, по данным за май-ноябрь. Недостаточно изучены очаги адвекции тихоокеанских вод в Охотское море, сезонная и межгодовая изменчивость характеристик поступающих вод и путей их дальнейшего распространения /3, 10, 14, 27, 87, 89, 98, 112, 172, 191, 199/. В частности, нет единого мнения о существовании Срединного течения. За историю исследований неоднократно расходились выводы о направлении переноса вод в таком изученном районе, как шельф западной Камчатки /14, 27, 36, 37, 52, 66, 70, 73, 74, 80, 90, 98, 138, 146, 199/. Восточно-Сахалинское течение хорошо прослеживается расчетными методами в осенний период и подтверждается дрейфом льда в зимний период, тогда как в летнее время нередко отмечались трудности его выделения /14, 93, 156, 168, 169, 199/. Приведенные факты, возможно, свидетельствуют, что масштабы временной изменчивости гидрофизических полей Охотского моря более существенны, чем постулировалось на предшествующих этапах исследований, когда основной задачей было воссоздание средней картины. Решение многих современных практических задач требует не
5 только уточнения климатических значений, но и изучения внутри- и межгодовой
изменчивости океанологических ситуаций и их систематизации.
В последнее время большое внимание уделяется изучению холодных вод высокой солености и плотности, которые формируются при льдообразовании. Этот процесс наиболее интенсивен в зонах разводий и прибрежных полыней /29-30, 50, 89, 154, 160, 178, 182/. Ежегодная продукция плотных вод достаточно высока, для того чтобы формировать и поддерживать уникальные свойства промежуточных охотоморских вод, а также вносить существенный вклад в формирование промежуточных вод пониженной солености на значительной акватории северной части Тихого океана /1, 30, 50, 189, 197-200/. Однако вопрос о влиянии плотных вод на океанологические условия непосредственно в районах их формирования и связанный с ними биологический аспект до сих пор почти не рассматривались.
В зимне-весенний период на шельфе моря происходит нерест большинства его обитателей, в том числе такого массового вида как минтай, составляющего основу отечественного промысла. Исследователи единодушно считают, что флуктуации численности поколений минтая во многом определяются океанологическими условиями именно на ранних, наиболее уязвимых стадиях его развития /4, 5, 13, 37, 56-59, 66, 61, 121, 122, 140, 141, 161, 171/. Но выводы о том, какие факторы среды являются определяющими, каков механизм и последствия их воздействия, -значительно разнятся и требуют дальнейших исследований.
ЦЕЛИ И ЗАДАЧИ РАБОТЫ. Цель работы заключалась в изучении пространственно-временной изменчивости океанологических условий шельфа и склона северной части Охотского моря в холодную половину года, исследовании связей в системе атмосфера-лед-океанологические условия северной части моря, а также в выявлении влияния последних на положение нерестилищ минтая.
В соответствии с этим были поставлены и решались следующие задачи:
- расчет и анализ среднемноголетних характеристик океанологических
условий северной части моря в холодную половину года;
- исследование межгодовой изменчивости и сопряженности развития ледовых
условий и термического состояния вод шельфа и склона в зимне-весенний период и
их типизация;
- поиск закономерностей пространственного распределения приземной
температуры воздуха и приземного давления в ледовитые и малоледовитые годы;
- выявление особенностей термохалинных условий и геострофической
ft ~
составляющей поля течении северной части моря во время и после малоледовитых и
ледовитых зим;
- исследование распределения и районов нереста минтая в зависимости от
океанологических факторов.
Использованные материалы и методы исследования. Массив
океанологических наблюдений сформирован путем слияния океанологического
архива за 1932-1989 гг., созданного в ДВНИГМИ, с материалами экспедиций
ТИНРО-ТУРНИФ до 2001 года, включительно, а также данных, полученных по
# программам научно-технического сотрудничества с Японией. Объем использованной
выборки наблюдений, выполненных в холодную половину года, составил 27 465 станций.
Поставленные задачи решались с применением традиционных методов и подходов. Для контроля данных, создания выборок из архива и для расчета среднемесячных климатических данных о температуре и солености в одноградусных квадратах использовались пакеты программ, созданные В.Л Абрамовым (ТИНРО) и А.Н. Манько (ДВНИГМИ), реализованные на персональных компьютерах. Представление о геострофической составляющей течений получено как построением карт динамической топографии, так и расчетом векторов течений.
При исследовании временных рядов и взаимосвязей многолетних колебаний разных параметров применялись стандартные расчеты с использованием пакетов «Статистика» и "Excel". Результаты обработки и анализа данных представлены в виде карт, графиков и таблиц. Картографические построения выполнялись программным пакетом «Surfer».
НАУЧНАЯ НОВИЗНА. Уточнены среднемноголетние характеристики
термохалинных условий северной части моря в холодную половину года. По данным
ф холодной половины года показана существенная межгодовая изменчивость и
выделено два различных состояния системы атмосфера-лед-Охотское море. Установлено, что показатели ледовитости могут служить достаточно надежными косвенными индикаторами термохалинного состояния вод северной части Охотского моря весеннего периода. Рассчитаны среднестатистические месячные поля температуры и солености, формируемые после малоледовитых и после ледовитых зим, что дает возможность использовать ледовую информацию для прогнозирования
некоторых качественных характеристик и сценария эволюции термохалиных условий в теплую часть года. По среднемноголетним данным прослежен внутригодовой ход температуры и солености в слое 200-500 м, указывающий на дрейфово-компенсационную природу и сезонность водообмена Охотского моря с океаном.
Впервые показано, что циркуляция вод шельфа и склона северной части моря, наблюдаемая после разрушения льда, имеет значительные отличия, от схем течений, составленных по данным теплой половины года.
Выполнена классификация зимне-весенних океанологических условий в
основных районах нереста и установлено их влияние на расположение нерестилищ
^ минтая.
Достоверность полученных выводов основана на использовании большого массива наблюдений, применении традиционных методов анализа и обработки данных, общей преемственности исторически сложившихся представлений и вновь полученных результатов, их апробации.
На защиту выносятся следующие положения:
Термохалинные условия шельфа и склона северной части Охотского моря в холодную половину года характеризуются значительной межгодовой изменчивостью и связями с ледовитостью, температурой воздуха и атмосферной циркуляцией.
Плотностная циркуляция вод шельфа и склона в зимне-весенний период имеет ряд особенностей, отличающих их от схем теплой половины года. Число и степень развития отличий связаны с интенсивностью формирования плотных шельфовых вод и зависит от «суровости» зимних условий.
3. Нерестовые миграции минтая тесно связаны с перемещением и
интенсивностью затоков относительно теплых промежуточных охотоморских вод на
шельф. После холодных ледовитых зим массовый нерест минтая наблюдается на 15-
20 миль дальше от берегов, очаг нереста вдоль западной Камчатки происходит на 2-3
широты южнее, по сравнению с теплыми зимами. На северо-охотском шельфе после
теплых зим основным местом нереста является Притауйский район, после холодных -район к северо-востоку от банки Ионы.
Практическая значимость. Среднемесячные характеристики температуры и солености используются как режимно-справочные материалы при анализе гидрологических условий шельфа и склона. Полученные зависимости развития
л океанологических условий вод шельфа и склона от ледовитости используются при
составлении квартальных и годовых прогнозов гидрологических условий Охотского моря и при составлении прогнозов фоновых условий в период путин минтая, краба, нагульной сельди и лосося.
Апробация. Материалы диссертации докладывались на международных рабочих встречах по Охотскому морю PICES (Владивосток, 1995 г., Немуро, 1998 г.), на научно-практической конференции по проблемам минтая (Владивосток, 1998 г.), на отчетной сессии рыбохозяйственных организаций «НТО-ТИНРО» (Владивосток, 1999 г.), на биологической секции Ученого Совета ТИНРО-центра (2001 г.); на XI Всероссийской и XII международной конференциях по промысловой океанологии (Калининград, 1999 г., Светлогорск, 2002 г.); на океанологическом семинаре ТОЙ ДВО РАН (2002 г.).
. По теме диссертации опубликовано 15 работ.
СТРУКТУРА РАБОТЫ. Диссертация состоит из введения, 6-ти глав, заключения и списка литературы. Общий объем работы - 157 страницы, включая 44 рисунка, 5 таблиц и список литературы, содержащий 209 наименований, из которых 58 -иностранных.
Основные этапы исследования циркуляции вод моря
Пространственно-временные особенности океанологических полей тесно связаны с течениями, поэтому история исследования циркуляции во многом отражает эволюцию представлений о гидрометеорологическом режиме Охотского моря. По мнению Л.И. Шренка /138/, система течений моря генерируется ветром. Поэтому залив Шелихова с его сильными устойчивыми северными и северовосточными ветрами представлен на схеме автора, как основной источник циркуляции вод моря. Обосновывая низкую летнюю температуру поверхностных вод в районе северных Курил, автор предположил наличие вдоль западной Камчатки холодного (стокового) течения южного направления, зарождающегося в заливе Шелихова и выходящего в океан через Первый Курильский и Второй Курильский проливы. СО. Макаров /80/ показал, что при существующей системе ветров силой Кориолиса должна возбуждаться циклоническая циркуляция вод моря, поэтому вдоль западной Камчатки должен быть только северный, а не южный перенос. ІЗ Наличие летом вдоль Курильской гряды области холодных вод он связал с приливным перемешиванием. М.Е. Жданко, экспериментируя с бутылочной почтой, наглядно доказал наличие замкнутой или полузамкнутой циклонической циркуляции моря. На его схеме (Рис.2А) показаны Курило-Камчатское и Восточно-Сахалинское течения, заток япономорских вод через пролив Лаперуза /52/. Вдоль охотоморской стороны северных Курил и вблизи западной Камчатки отображен перенос на север, а не на юг (хотя некоторые бутылки, начавшие дрейф в заливе Шелихова, были обнаружены и на юге западной Камчатки). Б.В. Давыдов «примирил» выводы Шренка, Макарова и Жданко предположением о том, в 20-мильной прибрежной зоне южнее м. Утколокский наблюдается поток вод с пониженной температурой, противоположный Западно-Камчатскому течению. «Существование течения вызвано необходимостью стока на юг вод, скопившихся в крайней северо-восточной части моря под влиянием общего круговорота его вод. Это холодное течение достигает южной оконечности Камчатки и выходит через северные проливы Курильской гряды в Восточный океан» /36/. А.К. Леонов по материалам советских экспедиций ГГИ и ТИРХ 1932-1935 гг. впервые обобщил сведения о термохалинной структуре и построил синтезированную схему течений всего Охотского моря /73/. Многое в ней не подтвердилось, но сохранились два важных положения. Первое: система течений западной части моря возбуждается устойчивыми осенне-зимними северными ветрами; течения направлены на юг и выносят воды в океан через южную половину Курильской гряды. Второе: течения восточной части моря имеют компенсационную природу (океанские воды, заходящие через северную половину гряды, движутся на север, северо-запад, возмещая сток). Все вместе порождает циклоничность циркуляции вод моря. Вдоль западной Камчатки показан поток южного направления, названный Компенсационным, формируемый, по мнению автора, не выносом из залива Шелихова, а антициклоническим разворотом части вод Западно-Камчатского течения перед желобом Лебедя и во впадине ТИНРО.
Японские публикации по довоенным экспедициям добавили сведения о Восточно-Сахалинском противотечении, расположенном мористее Восточно-Сахалинского течения /45, 169, 194, 199/.
В 1966 г. К.В. Морошкин обобщил данные 11000 станций и не только составил более подробную схему течений, но представил их количественные характеристики (рис.2В). Автор сделал вывод о сохранении общей картины течений в нижележащих слоях, а для обоснования осреднения разрозненных данных использовал постулат о стабильности циркуляции во времени /89, 90/. Вдоль склона Камчатки прослеживаются непротяженные потоки южного направления, образуемые антициклоническими вихрями перед желобом Лебедя и перед северным склоном впадины ТИНРО, но на шельфе преобладает поток на север.
Аналогичная схема течений получена В.И. Чернявским (Рис.2Г). Она отличается от схемы К.В. Морошкина наличием Восточно-Сахалинского противотечения, и большей детализацией циркуляции шельфа северной части моря. В.И. Чернявский ранжировал элементы циркуляции на макро- мезо- и микромасштабные вихри и внес большой вклад в изучение межгодовой изменчивости термического режима шельфа и его влияния на биопродуктивность вод /81, 144-149/. Основным результатом реализаций численных прогностических моделей /7, 62, 69, 74, 75, 93, 108, 157/ стал вывод о главенствующей роли бароклинности и рельефа дна в формировании интегральной циркуляции вод моря, по сравнению с ролью ветра. Для Охотского моря это положение было убедительно подтверждено В.А. Лучиным (Рис.3) расчетами циркуляции с июня по ноябрь по модели Саркисяна, учитывающей поле ветра, рельеф дна и реальное трехмерное поле плотности, основанное на данных 36 000 станций /74, 75/. Показано, что изменения атмосферной циркуляции вносят коррективы лишь в циркуляцию поверхностной толщи вод, ослабевая на порядок уже на глубине 10 м /27/. Основные элементы месячных схем течений за данный период года действительно характеризуются значительной устойчивостью, а наблюдаемые сезонные изменения логично увязываются с перестройками термохалинных полей. Несомненно, что роль ветров особенно возрастает в осенне-зимний период, из за их силы и устойчивости, да и в любой другой период ветер может приводить к быстрым и значительным изменениям картины течений поверхностной толщи /27/. Однако реализация моделей, учитывающих поле плотности и реальное атмосферное воздействие, осложняемое ледовым покровом, трудна, и пока удается получить лишь схемы течений при типовых осредненных ветровых ситуациях /12, 75, 174, 180, - 183,195,203/.
Расчет средних многолетних полей океанологических характеристик
В данной работе расчет средних многолетних месячных значений температуры и солености был выполнен для части моря, расположенной к северу от 47 с.ш. Такой размер района достаточен, чтобы проследить связи океанологических условий шельфа и склона и прилегающих глубоководных акваторий. К тому же только здесь имелся существенный прирост доступной информации в базе данных по холодному периоду, относительно уровня 1988 года, использовавшегося в /27/.
После исключения дублирующей информации, для каждого месяца на каждом стандартном горизонте находились средние значения (X) и среднеквадратические отклонения (а ) температуры и солености на исследуемой акватории. Данные, выходящие за пределы Х± Ъа, автоматически маркировались и выводились для экспертного контроля, где их можно было исправить, оставить без изменения, либо забраковать (программа, реализованная А.Н. Манько, ДВНИГМИ). После контроля к расчету было принято 27 465 океанографических станций. Данные месячных выборок, прошедшие контроль, группировались по одноградусным трапециям. Затем путем простого осреднения (без учета положения станции по отношению к центру одноградусной трапеции и без учета даты наблюдения в пределах месяца) для каждого месяца и горизонта рассчитывались средние значения, относившиеся к центру квадрата (программа, реализованная В.Л. Абрамовым, ТИНРО).
Из распределения станций по акватории моря и по месяцам (рис.4) видно, что более 75 % станций выполнено в промысловых или важных для судоходства районах, над глубинами менее 500 м. На долю глубоководной части моря приходится от 10 до 15 % наблюдений; примерно столько же выполнено в районе Курильской гряды. Наименее освещены наблюдениями районы впадины Дерюгина и возвышенности Института Океанологии. Среднее количество станций, приходящихся на одноградусную трапецию, минимально в декабре-феврале и постепенно увеличивается к июню.
Суммарная погрешность (о ) вычисляемых средних значений определяется природным рассеянием генеральной совокупности (о0) и ошибкой (±Д) вычислениявыборочной средней: os2= VG о+Д (1) где t - коэффициент доверия, который берется из таблицы Стьюдента по заданной доверительной вероятности; а - среднее квадратическое отклонение конкретного ряда; п - количество членов ряда /71/.
Интервал, представленный граничными значениями Х,±А называетсядоверительным интервалом, в который с заданной вероятностью попадает среднее значение генеральной совокупности.
Как видно из формулы, погрешность вычисления среднего уменьшается с увеличением числа наблюдений. Например, при 95% доверительной вероятности, максимально возможная погрешность изменяется в зависимости от длины ряда
Подставляя эти значения в (1) получаем, что при длине ряда 17 п 36 погрешность расчета среднего (±Д) лежит в диапазоне 1/3 а ±Д 1/2 а , а ее вклад в суммарную погрешность (о ) не выходит за пределы 5-12 % от величины природного рассеяния генеральной совокупности (о"о).
Иными словами, с вероятностью 95% можно быть уверенным, что в квадратах (рис.4), где число наблюдений равно или более 17, ошибка вычисления среднего не превосходит 12 % от среднеквадратического отклонения. Считается, что ошибка 10-15 % позволяет использовать получаемые результаты, как климатические значения, а также допустима для решения многих прикладных океанологических задач, в том числе для исследования внутригодовой и пространственной изменчивости.
В районах, где число наблюдений существенно меньше 17, значения среднемноголетних полей определены с большей ошибкой (например, при п=7, суммарная ошибка увеличивается на 41.4%, при п=3 - погрешность возрастает в 3.16 раза). Для таких районов средние значения следует принимать как сведения, требующие дальнейшего уточнения. Для построения более детальных карт, среднемноголетние значения температуры и солености, рассчитанные для одноградусных трапеций, интерполировались в узлы сетки (15у 15у). На этом этапе применялся объективный анализ методом Kriging, осуществленный в графическом пакете "Surfer". Объем инструментальных наблюдений за течениями, накопленный за все годы изучения Охотского моря, недостаточен не только для исследования внутри и межгодовой изменчивости циркуляции вод, но даже для составления статистически обеспеченной синтезированной картины течений всех участков моря /27/. Поэтому в работе представление о циркуляции вод и ее изменчивости получено из расчетов течений, выполненных динамическим методом. Динамический метод расчета течений по полю плотности был разработан в начале столетия Сандстремом и Гелланд-Ганзеном для установившегося движения, движущей силой которого является горизонтальный градиент давления, поддерживаемый наклоном изобарических поверхностей /55, 107/. Прежде всего, метод учитывает наклон, вызванный горизонтальными градиентами поля плотности. По замечанию К. Боудена 161: «...из-за больших горизонтальных градиентов плотности плотностные течения в прибрежной зоне имеют большее значение в динамике вод, чем в открытом океане». Кроме того, динамическим методом косвенно может учитываться влияние господствующих ветров и такие виды градиентных течений, как сгонно-нагонные, бароградиентные и стоковые - в той степени, в какой они вызывают неоднородность плотности по горизонтали. «Динамический метод дает основную часть установившегося течения и «не улавливает» лишь нестационарные составляющие течения, как приливные, кратковременные неустановившиеся ветровые и другие, к которым не успевает приспособиться поле плотности» /55/. Stuges /196/; Reid, Mantyla /190/; Kinder, Schumacher /175/ показали на практике, что даже в прибрежной зоне (на глубинах менее 50 м), где основную роль в формировании течений играют приливы и ветер, динамический метод хорошо описывает качественную картину циркуляции мелководья.
В динамическом методе динамическая высота (DH) расчетной изобарической поверхности р относительно отсчетной изобарической поверхности Ро р - находится по простейшей формуле: DH= І a dp, где а - удельный объем. р Наибольшая точность, возможная для расчетов данным методом, достигается при вычислении динамических высот относительно изобары, ближайшей ко дну /55, 107, 158/. Основная часть рассматриваемого района (шельф и склон северной половины Охотского моря) располагается в пределах изобат 0-1000 м. Поэтому, при использовании поверхности 1000 дбар в качестве отсчетной, требование наибольшей точности соблюдалось для большей части района. Результаты расчетов были представлены в виде традиционных карт динамической топографии и в векторной форме. В первом варианте приведение динамических высот мелководных станций к единому отсчётному уровню осуществлялось последовательным прибавлением поправок динамических высот, вычисляемых для каждой неполной по глубине (приводимой) станции относительно ближайшей на разрезе более глубокой (реперной) станции. Поправка рассчитывалась по значениям температуры и солености реперной станции, как динамическая высота слоя, заключенного между придонным горизонтом реперной станции и горизонтом, являющимся придонным для приводимой станции. Данная схема нивелировки предложена Csanady /158/ им же дано теоретическое обоснование применения динамического метода на мелководье. При векторной форме представления полей геострофических течений, вектора течений для центров квадратов (15; 157) рассчитывались по динамическим высотам в четырех
Характеристики глубинной тихоокеанской водной массы
В вертикальной структуре вод Охотского моря кроме минимальной температуры ядра охотоморскои водной массы отчетливо выделяется максимальная температура ядра глубинных тихоокеанских вод. Между охотоморской и глубинной тихоокеанской водными массами расположен обширный слой вод (толщиной до 200-400 м) с переходными характеристиками - промежуточная охотоморская водная масса. В работе /89/ верхней границей промежуточных охотоморских вод (нижней границей охотоморской водной массы) теоретически обоснованно называется глубина проникновения осенне-зимней конвекции, а нижняя граница промежуточных вод является одновременно верхней границей глубинных тихоокеанских вод.
По нашим данным, полученным по среднему положению нижней границы квазиоднородного выхоложенного слоя, граница между собственно охотоморской и промежуточной охотоморской водой, варьировала преимущественно в диапазоне 50-180 м. В некоторых районах, как, например, в желобе Шелихова, в северо-западной части впадины Дерюгина и на склоне залива Терпения - воды, близкие к температуре замерзания, нередко обнаруживались на глубине 300-450 м (рис.7-Г). Большая глубина проникновения охотоморской водной массы, связана с развитием соленостной конвекции и переносом охлажденных высокосоленых вод течениями, в том числе гравитационными /199/. Отсутствие зимних наблюдений на большей части моря и быстрое разрушение зимней структуры вод в районах интенсивного приливного перемешивания и интенсивной адвекции затрудняют точное определение нижней границы охотоморских вод по весенне-летним данным.
Верхняя граница глубинных тихоокеанских вод, она же нижняя граница промежуточных охотоморских, в работе /89/ определена на глубине 400-700 м - по скачку солености и связанному с ним положению четвертого максимума устойчивости. В работе /27/ промежуточная охотоморская водная масса, как самостоятельная, не выделялась, поэтому верхняя граница глубинных вод получена значительно выше - на горизонтах 250-500 м, как зона раздела с охотоморской водной массой. В цикле последних работ /50, 154, 182, 189, 198, 200/ за нижнюю границу распространения промежуточных вод принимается глубина залегания изопикны а=27.05, как глубина проникновения наиболее плотных шельфовых вод, формируемых зимними процессами.
В ранее опубликованных работах сведения о характеристиках глубинной тихоокеанской водной массы ограничивались их средними многолетними значениями. На рисунке 8 приведены средние многолетние значения глубинногомаксимума температуры ядра тихоокеанских вод, полученные осреднением за двухмесячные интервалы. Карты температуры ядра глубинных вод были дополнены значениями температуры, максимальными в толще 75-500 м, для участков моря, расположенных между указанными изобатами. Последние, не являются характеристиками глубинной тихоокеанской водной массы, однако такое комбинирование помогает проследить пути возможного распространения теплых вод из глубоководных участков моря на склон и шельф.
Глубинные воды, расположенные над Центрально-Охотским плато глубже изобат 500-600 м, имели температуру выше 2С. Пространственный максимум температуры ядра глубинных тихоокеанских вод в Охотском море составлял 2.5-2.8С и в течение всего года был приурочен к проливу Крузенштерна. С удалением от пролива температура глубинных вод быстро понижалась. Область максимальных значений температуры (2.40...2.55С) прослеживалась над северной частью Курильской котловины, затем вдоль изобат 700-900 м склона западной Камчатки -до возвышенности Института океанологии и при этом повторяла конфигурацию склона. Дальше на северо-запад самые высокие значения глубинного максимума температуры составляли 2.40...2.45С, но воды с такой температурой отмечались не сплошной полосой, как у К.В. Морошкина /89/, а отдельными очагами: севернее возвышенности Института океанологии, юго-западнее банки Кашеварова и во впадине Дерюгина. Вдоль склона восточного Сахалина (от 52 до 48 с.ш.) средние многолетние максимальные значения температуры глубинных тихоокеанских вод не превышали 2.35...2.40С, несколько увеличиваясь над участком глубоководной котловины, прилегающим к заливу Терпения.
На всей акватории Центрально-Охотского плато в интервале изобат 500-900 м максимум температуры (ядро глубинных вод) наблюдался непосредственно у дна (рис.9). Над глубинами, большими 900-950 м, ядро тихоокеанских вод, как правило, было оторвано от дна и подстилалось более холодными водами. Вдоль юго-западного склона Камчатки и мористее северо-охотского шельфа ядро тихоокеанских вод располагалось на горизонтах 500-900 м. Это значительно выше, чем вдоль восточного Сахалина, где максимум температуры заглублялся до 1000-1100 м. Заглубление ядра отмечалось над впадинами рельефа с глубиной 1200-1500 м (рис.9), а самое большое для исследуемого участка моря заглубление ядра глубинных вод (до 1200-1300 м) наблюдалось над глубоководной котловиной, прилегающей к заливу
Терпения. От склона залива Терпения область заглубленных значений положения ядра (1100-1200 м) простиралась в направлении пролива Фриза.
Поступление глубинных тихоокеанских вод во впадину ТИНРО, имеющую глубины свыше 900 м, ограничивается порогом желоба Лебедя, глубина которого 510-530 м. Поэтому во впадине ТИНРО и далее в желобе залива Шелихова поступающие воды Северной ветви Западно-Камчатского течения были представлены относительно теплыми промежуточными охотоморскими водами. На вертикальном разрезе (рис. 7Г) они наблюдались в виде теплого промежуточного слоя и формировали трехслойную (без учета поверхностного слоя) структуру вод.
По данным /27/ максимальная среднегодовая соленость на горизонте ядра глубинных вод составляет 34.2 %о, причем соответствующая изохалина очерчивает лишь относительно небольшую область затока тихоокеанских вод от проливов Буссоль-Крузенштерна до возвышенности Академии Наук. Мы получили несколько более высокий фон солености ядра глубинных тихоокеанских вод. Соленость более 34.2 %о отмечалась повсеместно в водах глубже 800-1000 м, а ее максимальные значения превышали 34.35 %о (рис.10).
Известно, что за счет сползания плотных шельфовых вод вдоль склона восточного Сахалина, толща промежуточных вод здесь холоднее и распреснена сильнее, чем у западной Камчатки. Об этом можно судить по тому, что максимальная соленость ядра глубинных вод на участке восточно-сахалинского склона была примерно такая же, как вдоль западно-камчатского, при том, что ядро первых заглублено на 100-200 м больше.
Сравнение данных, осредненных по двухмесячным интервалам, показало, что ядро тихоокеанских вод в пределах центрально-охотского плато было наименее заглублено в осенне-зимний период. Весной и к концу теплого сезона наблюдалось постепенное увеличение глубины залегания ядра на 100-200 м (Рис.9). Можно отметить, что площадь глубинных тихоокеанских вод с температурой 2.35...2.40С с охотоморской стороны Курильской гряды в сентябре-ноябре была больше, чем в весенне-летний период. Во впадине Дерюгина, наоборот, в мае-июне температура на горизонте ядра глубинных вод была выше, чем в ноябре-декабре.
В северной части моря теплые воды наиболее далеко проникают на шельф в мае-июне: на участке восточнее подводного хребта Ионы (в направлении п. Иня), а также к внутренней области шельфа Тауйской губы и в направлении мыса Толстого.
Закономерности системы атмосфера - Охотское море в годы с малой и высокой деловитостью
Проведенная классификация позволила сформировать выборки метеосиноптических и океанологических данных для двух групп лет: в одну вошли наблюдения, выполненные в годы со средней за февраль-март ледовитостью не менее 85 % (хк Х+ст): 1960, 1967, 1973, 1978-80, 1983, 2001 гг., в другую - годы с ледовитостью не более 61% (хк Х-о): 1963, 1974, 1976, 1984, 1991, 1994-97 гг. Ниже анализируется среднее распределение некоторых параметров, свойственное каждой группе лет, а также различия между ними.
Анализ средних месячных полей приземного атмосферного давления (1960-2001 гг.), осредненных для зим с малой и высокой ледовитостью Охотского моря показал следующее (Рис. 20).
В зоне Алеутского минимума к востоку от Камчатки и над северовосточной частью Охотского моря среднее многолетнее месячное давление в январе-апреле ледовитых зим было значительно ниже, чем в малоледовитые. Максимальное отклонение среднемесячного приземного давления в центре Алеутского минимума от нормы достигало -10 мбар. Центр Алеутского минимума в ледовитые зимы располагался на 2-5 широты севернее и на 2-3 долготы восточнее, чем в малоледовитые зимы. В теплые малоледовитые зимы максимальная интенсивность Алеутского минимума отмечалась в январе, после чего давление в его центре начинало увеличиваться. В холодные ледовитые зимы Алеутский минимум не только характеризовался более низким давлением, но также дольше сохранял высокую интенсивность и её максимум смещался на февраль.
Давление в центре Сибирского антициклона в ледовитые зимы было выше, чем в малоледовитые (это наиболее заметно проявлялось с октября по январь). Давление в Ленско-Колымском ядре высокого давления в начале холодных зим (в декабре) и в марте-апреле было выше, чем в обычные и теплые зимы. В январе-феврале холодных зим в зоне Ленско-Колымского ядра наблюдалось более низкое давление, чем в теплые зимы. То есть интенсификация Алеутского минимума в этот период оказывала большее влияние на данный регион, чем интенсификация Сибирского максимума.
Центр Северо-Тихоокеанского антициклона в холодные зимы располагался западнее, чем в теплые зимы. Его западный отрог в холодные зимы имел более высокое давление и в течение зимы наблюдалось циклическое смещение направленности оси отрога. С декабря по январь направление оси изменялось с северного на южное (от п-ова Камчатка до о. Хоккайдо), с февраля по май ось медленно возвращалась в направлении п-ова Камчатка.
Таким образом, в ледовитые холодные зимы происходила более заметная интенсификация всех региональных барических центров действия атмосферы, по сравнению с малоледовитыми. В результате над районом Охотского моря значительно усиливались и дольше сохранялись меридиональные составляющие градиента давления. Это подтверждается оценками средней многолетней интенсивности воздушных потоков, которая присуща полям давления в ледовитые и малоледовитые зимы Оценки меридиональной составляющей воздушных потоков были выполнены по методу А.Л. Каца (таблица 1).
Для Охотского моря рост меридиональности означает усиление вторжений холодных арктических воздушных масс и более интенсивное выхолаживание акватории. Наиболее заметно различались меридиональные индексы Каца холодных и теплых зим в период с февраль по март над северо-восточным районом моря (в полосе 55-65 с.ш., 155-165 в.д.). Соответственно, холодные, ледовитые зимы отличались от малоледовитых увеличением повторяемости и усилением северо-восточных ветров, особенно в феврале-марте. Так на ГМС Магадан доля северо-восточных ветров силой более 10 м/с в ледовитые зимы в среднем на 8 % больше, чем в малоледовитые.
Не менее значимые различия между барическими полями в ледовитые и малоледовитые зимы ранее найдены для верхних слоев тропосферы /96, 136/. В теплые зимы ядро низкого давления на картах АТ500 располагалось над о-вами Сахалин и Хоккайдо, что способствовало развитию теплых вторжений на юго-восточную часть моря и в район восточного Сахалина. В холодные годы центр низкого давления располагался над Камчаткой, что создавало условия для вторжения арктического воздуха через Якутию на Охотское море.
Карты дисперсии средних месячных значений температуры воздуха за 1960-98 гг. (Рис. 21 А-В) показали, что зимой межгодовая изменчивость температуры воздуха над выхоложенной сушей в два-три раза меньше, чем над Охотским морем. Наибольшие межгодовые вариации наблюдались над акваторией в полосе от северо-восточного Сахалина до залива Шелихова.
Были рассчитаны суммы средних месячных значений температуры воздуха за наиболее холодный и изменчивый период - с января по март. Сравнение этих характеристик, средних для группы ледовитых и группы малоледовитых лет, показало, что самое большое различие приурочено к центральным районам моря, где воздух в ледовитые зимы холоднее, чем в малоледовитые, в среднем на 2-3 градуса в месяц (рис. 21 Г).
По данным прибрежных ГМС Охотского моря суммы градусо-дней мороза в ледовитые зимы также ниже, чем в малоледовитые (Табл.2).
Похожие диссертации на Океанологические условия шельфа и склона Охотского моря в холодную половину года и их влияние на нерест минтая
