При составлении данного раздела использованы материалы «Океанографического атласа шельфовой зоны острова Сахалин» Пищальника В.М. и Бобкова А.О. [1, 2] и отдельные публикации последних лет по поданному району с сокращением и незначительной переработкой. Разработка морских месторождений углеводородов на шельфе острова несет в себе угрозу дальнейшему развитию (а, возможно, и самому существованию) рыбного хозяйства, являющегося одной их приоритетных отраслей экономики области. Поэтому значение информации, помещенной в «Океанографическом атласе» и позволяющей количественно оценивать изменения параметров морской среды, трудно переоценить. Тем более что она является первым наиболее полным обобщением данных закончившейся, к сожалению, «эпохи систематических судовых наблюдений», которые регулярно выполнялись последние полвека в шельфовой зоне острова.
В атласе, включающем два тома, на основании данных наблюдений на 18359 станциях, выполненных за период с 1948 по 1994 годы на сети стандартных разрезов в пределах 100-мильной зоны, примыкающей к острову Сахалин, представлены поля температуры, солености, плотности морской воды и пространственно-временное распределение гидрохимических элементов на горизонтах 0, 20, 50 и 100 м, а также годовой ход и вертикальное распределение перечисленных параметров для “средних” океанологических станций с их описанием.
В данном разделе дано краткое описание пространственно-временной изменчивости полей гидрологических и гидрохимических характеристик вод шельфа о. Сахалин в Охотском море по трем районам:
- Пролив Лаперуза (включая залив Анива); - Юго-восточный шельф острова; - Северо-восточный шельф острова.
Гидрологические сезоны.В шельфовой зоне острова Сахалин почти повсеместно быстрый прогрев водных масс начинается сразу после очищения акваторий ото льда и продолжается по июль включительно. В конце июля – начале августа скорость прогрева заметно падает, а в третьей декаде августа температура достигает своего максимума в годовом ходе. После весьма непродолжительного стояния температурного максимума в поверхностном слое начинаются процессы охлаждения, обусловленные уменьшением притока солнечной радиации. Но поскольку вода обладает значительной теплоемкостью, то в начале этот процесс идет очень медленно, и только в конце сентября скорость охлаждения начинает резко увеличиваться.
Примерно через месяц, в конце октября – начале ноября, происходит выравнивание температур в верхнем десятиметровом слое. К концу декабря процесс гомотермии распространяется уже на десятки метров, а в отдельных районах на поверхности начинаются процессы ледообразования. Такова общая схема изменения температуры воды в годовом ходе, однако, следует заметить, что по мере продвижения с юга на север продолжительность времени стояния летнего максимума уменьшается (при одновременном смещении сроков его наступления к началу сентября), а зимнего минимума – увеличивается. При более детальном выделении сезонов получается, что сроки их наступления даже в одном районе могут различаться в среднем на декаду. Помимо этого, сроки наступления гидрологических сезонов на каждой отдельно взятой станции в значительной мере определяются положением фронтальных зон, апвеллинга, мелководий и т.д., в результате чего даже на соседних станциях они также могут отличаться друг от друга на временной промежуток вплоть до декады. Поэтому в целях сопоставимости результатов анализа в качестве рабочих были приняты средние даты наступления гидрологических сезонов для районов в целом (табл. 1),
Таблица 1- Сроки наступления сезонов и их продолжительность в отдельных районах шельфовой зоны Сахалина
Зима
Весна
Лето
Осень
Пролив Лаперуза (включая залив Анива)
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
½ июля
½ июля
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Юго-восточный шельф острова
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
½ ссентября
½ ссентября
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Северо-восточный шельф острова
Январь
Февраль
Март
Апрель
½ мая
½ мая
Июнь
Июль
Август
½ сентября
½ сентября
Октябрь
Ноябрь
½ декабря
На формирование структуры поля температуры воды (табл. 2.) оказывают влияние множество различных факторов, главными из которых являются тепловой баланс, адвекция тепла и холода (обусловленная циркуляцией вод), рельеф дна и ледовый режим. На рис. 1 приведены схемы вертикального распределения температуры на одном из разрезов.
Рисунок 1 – Распределение средних многолетних значений температуры воды на разрезе III. Лето [1]
Ледовый сезон в Охотском море длится с ноября по июнь. В этот период наблюдается сравнительно однообразное распределение температуры воды на поверхности Охотского моря. Изотерма –1 °С почти полностью повторяет конфигурацию кромки льда, находясь от нее в 30 - 60 милях.
Весной начинается интенсивное повышение температуры воды, обусловленное радиационным балансом. За месяц приращение значений температуры в разных районах составляет от 3 до 5 °С. Годовой максимум наблюдается в конце августа - начале сентября и составляет около 15 °С в заливе Терпения и 12-14 °С на северо-восточном шельфе.
По пространственному распределению средних значений температуры воды на поверхности в летний период отчетливо прослеживаются основные элементы динамики вод. На северо-восточном шельфе - зона подъема вод у побережья, в заливе Терпения - район проникновения холодных вод Восточно-Сахалинского течения (рис. 2).
Рисунок 2 – Распределение средних многолетних значений температуры воды на поверхности и горизонте 20 м. Лето [1]
Процессы осенне-зимнего охлаждения вод протекают более интенсивно, чем их прогрев, что связано не только с уменьшением радиационного баланса, но и с резким возрастанием потерь тепла на испарение и за счет контактного теплообмена. Переход средней суточной температуры воды через 0 °С в область отрицательных значений осуществляется на восточном побережье Сахалина во второй половине ноября. В годовом ходе наибольшие различия средних значений температуры наблюдаются между южной частью Татарского пролива (Японское море) и участком северо-восточного шельфа острова.
Формирование режима солености вод в целом для Охотского моря определяется водообменом, циркуляцией, речным стоком, балансом между осадками и испарением, процессами образования и таяния льда. Относительно прилегающей части Тихого океана соленость охотоморских вод понижена. Объясняется этот факт соотношением между малыми величинами испарения (500 – 800 км3/год), большой величиной осадков (более 900 км3/год) и довольно значительным речным стоком (приблизительно 600 км3/год, из которых до 30 % приходится на Амур) при общем объеме моря 1 316,9 тыс. км3 и площади зеркала 1 603,2 тыс. км2 [3, 4].
Главными факторами, определяющими характерные особенности режима солености вод охотоморского шельфа острова Сахалин, являются:
а) в северо-восточной части - сток реки Амур, образование и таяние льда;
б) в южной части - адвекция солей из Японского моря с субтропическими водами течения Соя и также процессы льдообразования.
В годовом ходе самые высокие средние многолетние значения солености в Охотском море в целом на поверхности наблюдаются в марте - 32,9 епс (единиц практической солености), а самые низкие - в июле и в августе - 31,9 епс (табл. 2.). Сезонные изменения солености, определяемые спектром сезонных колебаний, значимо проявляются лишь в поверхностном слое, ограниченном, в основном, глубиной проникновения зимней конвекции. Максимальные величины сезонных изменений солености наблюдаются на поверхности и находятся в хорошем соответствии с сезонными колебаниями перечисленных выше процессов.
В пространственном отношении повышение солености в исследуемых районах происходит с северо-запада на юго-восток, что обусловлено распресняющим влиянием материкового стока (рис. 3). Этим фактором определяется и значительный размах колебаний абсолютных значений. Так в безледовый период на поверхности в зоне северо-восточного шельфа острова колебания средних величин солености на отдельных станциях достигают 9 епс (с пределами от 23 до 32 епс ), в заливе Терпения 4 епс (с пределами от 28 до 32 епс).
Рисунок 3 – Распределение средних многолетних значений солености воды на поверхности и горизонте 20 м. Лето [1]
Максимальное влияние речного стока в районе северо-восточного шельфа острова наблюдается весной. Летом оно заметно ослабевает, а осенью амурские воды устремляются в Японское море, вызывая заметное распреснение поверхностных слоев в вершине Татарского пролива. Причина этого явления, по-видимому, может заключаться в сезонных колебания уровня Охотского моря и, связанных с ними перемещениях определенных масс воды из северо-западной части моря в юго-западную, что обусловливает осеннюю интенсификацию течений и приводит к блокированию распресненных вод в Сахалинском заливе.
Согласно современным представлениям о содержании растворенного в воде кислорода в Охотском море в целом выделяют следующие структурные зоны:
- поверхностная - слой ветрового перемешивания, в котором содержание кислорода стремится к 100% насыщению;
- слой подповерхностного кислородного максимума (10-50 м) со степенью насыщения 120-140 %, образующийся на верхней границе слоя скачка;
- холодный промежуточный слой (ХПС), характеризующийся наличием отрицательных температур в течение всего года (20- 200 м) и степенью насыщения 80-90%;
- слой промежуточных вод (150-750 м), характеризующийся уменьшением кислорода до 15-20% насыщения;
- слой минимальных концентраций кислорода (750-1500 м), со степенью насыщения 10-15%;
- глубинные воды Южной котловины, где степень насыщения возрастает до 28%, а концентрация его составляет 2,0-3,0 мг/л.
Сезонные изменения растворенного в воде кислорода по многолетним данным прослеживаются до глубин 400-500 м. В свою очередь появление слоя скачка препятствует поступлению биогенных веществ из глубины за счет конвекции, что приводит к истощению их в поверхностном слое и затуханию активной фотосинтетической деятельности, а отток кислорода в атмосферу с поверхностных горизонтов по мере их прогрева и обусловливает появление подповерхностного максимума на кривой его вертикального распределения.
Однако для шельфовой зоны Охотского моря такое распределение не является характерным вследствие активного перемешивания вод на мелководье и проникновения в поверхностные слои придонных вод с большим дефицитом кислорода, в результате чего пространственно-временное распределение кислорода, равно как и других гидрохимических показателей, в шельфовых водах имеет явно выраженный пятнистый характер, обусловленное чередованием зон подъема и опускания вод.
Отличительной особенностью годового хода растворенного в воде кислорода в верхнем 100-метровом слое на охотоморском шельфе являются более высокие, по сравнению с Татарским проливом, абсолютные величины средних концентраций весной и летом, при равенстве их осенью (см. табл. 2).
Подповерхностный максимум кислорода начинает формироваться весной преимущественно в пришельфовой глубоководной области сначала в проливе Лаперуза, а затем, по мере отступления кромки льда и прогрева вод, это явление (как и вспышки фитопланктона) постепенно распространяется к северу. Весной он располагается в поверхностном слое до 20 м, летом заглубляется до 30 м, а к осени нижняя граница слоя однородного содержания кислорода достигает глубины 50 м, после чего концентрация его начинает резко падать до величины 3,3-3,5 мл/л на глубине 500 м.
Особенностью пространственного распределения на поверхности весной и летом является уменьшение концентрации кислорода с севера на юг, что обусловлено снижением его растворимости при повышении температуры воды (рис. 4). Осенью на всех исследуемых акваториях содержание кислорода выравнивается и находится в пределах 6,6-6,7 мл/л. В подповерхностных горизонтах во все сезоны по пониженному содержанию кислорода хорошо прослеживаются субтропические воды течения Соя в проливе Лаперуза, а на северо-восточном шельфе распресненные воды реки Амур.
Рисунок 4 – Распределение средних многолетних значений солености воды на поверхности и горизонте 20 м. Лето [1]
В вертикальном распределении средних значений кислорода для весны и лета характерно наличие подповерхностного максимума на глубинах 20-50 м (рис. 5), в то время как для осени отличительной чертой является практически полная гомогенность в распределении кислорода в верхнем 100-метровом слое. Летний минимум кислорода во всей шельфовой зоне прослеживается до глубин 20-25 м.
Рисунок 5 – Распределение средних многолетних значений растворенного кислорода (мл/л) на разрезе III. Лето [1]
Величина рН характеризует кислотные условия среды На рН влияют изменения температуры воды и гидростатического давления. За счет уменьшения концентрации углекислого газа в слое фотосинтеза величина рН обычно достигает максимума. Ниже слоя фотосинтеза она уменьшается под влиянием процессов окисления органического вещества (накопление СО2) и увеличения гидростатического давления. Понижение температуры ведет к увеличению водородного показателя. Таким образом, режим рН является условием и показателем окислительно-восстановительных процессов, протекающих в природных водах.
По данным многолетних наблюдений в шельфовой зоне острова Сахалин пределы колебаний величины рН составляют от 7,70 до 8,50 (табл. 2), что практически охватывает весь диапазон изменения этой величины в морской воде. При этом наиболее резкие колебания отмечаются в устьевых зонах.
Для Охотского моря в целом выделяют два основных типа вертикального распределения рН с глубиной [5]: а) с максимумом на поверхности и минимумом у дна, характерный для всей шельфовой зоны и центральных районов моря с глубинами до 1500 м и б) с максимумом на поверхности, минимум на промежуточных горизонтах 1000-1200 м и далее незначительном повышением ко дну - для южной части моря с глубинами более 1500 м.
Вертикальное распределение рН на охотоморском шельфе соответствует первому типу наличии отчетливо выраженных сезонных колебаниях. Причем весной и летом абсолютные величины рН в верхнем 20-метровом слое здесь значительно выше (8,25-8,30 ед.рН), чем в Татарском проливе (8,15-8,20 ед.рН). Разная скорость изменения величины рН с глубиной приводит к тому, что характер вертикального распределения меняется на противоположный и уже на горизонте 100 м значения рН в Татарском проливе превышают на 0,15 ед.рН соответствующие показатели с охотоморской стороны (рис. 6). Осенью повсеместно происходит выравнивание значений рН в поверхностных горизонтах при сохранении различий на глубине. Восстановление водородного показателя во всех слоях происходит за счет зимней конвекции.
Рисунок 6 – Распределение средних многолетних значений рН на разрезе III. Лето [1]
Для всех районов в пространственном отношении повышенные значения рН достаточно тесно связаны с максимумами кислорода. По повышенным значениям величины рН выделяются зоны выхода на поверхность холодных глубинных вод, где особенно активно протекают летом процессы фотосинтеза (рис. 7).
Рисунок 7 – Распределение средних многолетних значений рН на поверхности и горизонте 20 м. Лето [1]
В морской воде фосфор присутствует в виде минеральных и органических соединений, которые могут находиться как в растворенном состоянии, так и в виде взвесей. При этом фосфор взвешенного вещества и органических соединений составляет не более 10% от валового количества [6]. Самой распространенной и самой изученной формой фосфора в океане (из-за простоты ее определения) является растворенный неорганический фосфор ионов ортофосфорной кислоты.
Впервые анализ пространственно-временной изменчивости валового, органического и неорганического фосфора в Охотском море был сделан в работах С.В. Бруевича [7, 8] на основе данных экспедиций э/с “Витязь”. В них, в частности, показано, что в теплый период года фосфаты интенсивно потребляются в слое фотосинтеза, а выравнивание концентрации в толще вод происходит зимой за счет конвекции и такое состояние сохраняется до начала бурного цветения фитопланктона. Ниже зоны фотосинтеза колебания содержания фосфатов незначительны и концентрации их сохраняются на уровне 3 µM/л в течение всего года. Также отмечается низкое содержание фосфатов (до 0,5 µM/л) и почти полная гомогенность в их распределении в Сахалинском заливе в летний период. В заключении делается вывод, что Охотское море по запасам фосфатов занимает одно из первых мест среди крупных водоемов Мирового океана.
Расчеты, выполненные для средних океанологических станций, показали, что предложенную схему годового цикла фосфатов следует дополнить промежуточным подповерхностным летним максимумом, который формируется ниже слоя скачка за счет растворения остатков органического вещества, в изобилии выпадающего из зоны фотосинтеза.
Для вертикального распределения фосфатов на охотоморском шельфе относительно равномерное распределение содержания фосфатов, обусловленное механическим перемешиванием вод, наблюдается только в верхнем 20-метровом слое осенью (табл. 2, рис. 8). Отличительной особенностью для весенне-летнего периода здесь является резкое возрастание концентрации фосфатов от поверхности до глубины 50 м (с 0,3-0,5 до 15,-2,0 µM/л). Далее с глубиной скорость прироста концентрации уменьшается на порядок, в результате чего на горизонте 500 м содержание фосфатов увеличивается только до величины 2,5-2,7 µM/л. В пространственном распределении во все сезоны повышенное содержание фосфатов отмечается в прибрежных районах и в стационарных зонах подъема глубинных вод (рис. 9).
Рисунок 8 – Распределение средних многолетних значений концентрации фосфатов на разрезе III. Лето [2]
Рисунок 9 – Распределение средних многолетних значений концентрации фосфатов на поверхности и горизонте 20 м. Лето [2]
Неорганические соединения азота в океане образуются в результате биохимической трансформации азотосодержащих органических веществ. Первым неорганическим продуктом этого сложного процесса является аммонийный азот NH4+, который может непосредственно усваиваться растениями или подвергаться дальнейшему окислению в процессе нитрификации в результате чего образуются нитритные ионы NO2-. Нитриты также неустойчивы и под воздействием бактерий окисляются до нитратов NO3-. Процесс нитрификации протекает только в аэробных условиях [7, 9].
Конечный продукт окисления органического вещества в виде нитратов весьма активно потребляется фитопланктоном и денитрофицирующими бактериями, которые при недостатке кислорода используют кислород нитратов на окисление органических веществ. Восстанавливать нитраты до нитритов способны диатомовые и зеленые водоросли. Важным источником обогащения поверхностных вод нитратами являются атмосферные осадки, но основные потребности живых организмов обеспечиваются за счет внутреннего круговорота азота в толще вод. По оценкам некоторых авторов [6], в виде нитратов в морской воде может содержаться более 65% связанного азота.
Совокупность отмеченных процессов определяет особенности сезонных колебаний различных форм азота. Так при интенсивной фотосинтетической деятельности фитопланктона весной концентрация ионов аммония и нитратов в поверхностных слоях может падать до аналитического нуля, а их максимум (соответственно около 1,5 и 35,0 µM/л) наблюдается в зимнее время, когда распад органического вещества происходит в условиях слабого или полного отсутствия потребления азота.
Нитриты, наоборот, зимой отсутствуют, т.к. практически полностью окисляются. Наибольшие концентрации их (в отдельных случаях более 1,0 µM/л) отмечаются в конце лета и осенью, когда идет интенсивный распад вновь образовавшегося органического вещества и затухает фотосинтез. В то же время повышенное содержание минеральных форм азота, указывающее на усиление процессов разложения органических остатков, может служить показателем загрязнения вод.
Особенностью вертикального распределения нитритов во всех районах шельфовой зоне острова Сахалин является наличие в теплый период года подповерхностного максимума, повсеместно проявляющегося ниже слоя скачка на глубинах 30-50 м (рис. 10). Ниже 50 м содержание нитритов резко убывает и уже на глубине 200 м повсеместно выравнивается до 0,5 µM/л. К этому следует добавить, что концентрация нитритов в поверхностных горизонтах во все сезоны в охотоморской зоне в среднем на 0,5 мкг/л выше, чем в япономорской (табл. 2).
Рисунок 10 – Распределение средних многолетних значений концентрации нитритов на разрезе III. Лето [2]
В пространственно-временном распределении нитритов можно выделить следующие особенности - повышенные концентрации на охотоморском шельфе весной и летом на юге района (залив Анива пролив Лаперуза), осенью - наоборот, на севере (рис. 11).
Рисунок 11 – Распределение средних многолетних значений концентрации нитритов на поверхности и горизонте 20 м. Лето [2]
Содержание кремния в морской воде значительно превышает концентрации других биогенных веществ и изменяется в широких пределах от единиц до сотен µM/л. Процесс химического выпадения кремния из раствора в океане не наблюдается, а основной путь выведения его из морской воды является биогенный. Для вертикального распределения характерно монотонное увеличение концентрации кремнекислоты начиная с глубин 200 м до придонных горизонтов. Это обусловлено повсеместным недосыщением вод силикатами и растворением створок диатомей и скелетов радиолярий во всей водной толще.
Отличительной особенностью годового хода вертикального распределения содержания кремния в водах шельфовой зоны острова является наличие летнего минимума, который достаточно хорошо прослеживается в поверхностных горизонтах до глубины порядка 50 м (табл. 2) за исключением зоны влияния Цусимского течения, что находится в хорошем соответствии с существующими представлениями о режиме кремния в дальневосточном регионе. Явно выраженный летний подповерхностный максимум, что наблюдается у фосфатов, для кремния отсутствует. В большинстве районов здесь наблюдается повышение концентрации кремния от весны к осени. Следовательно, зимой его содержание в толще вод до 500 м уменьшается. Исключением являются мелководные районы северо-восточного шельфа острова, что лишний раз свидетельствует о значительном влиянии адвекции вод.
В вертикальном распределении кремния во все сезоны выделяется поверхностный слой однородных концентраций (рис. 12). Далее с глубиной содержание кремния медленно повышается, достигая значений 23-29 µM/л на глубине 200 м и до 47-52 µM/л на горизонте 500 м. На охотоморском шельфе гомогенность в вертикальном распределении кремния наблюдается только в верхнем 20-метровом слое, причем в широком диапазоне концентраций от 2 до 20 µM/л. По мере увеличения глубины, содержание кремния растет значительно быстрее, чем в Татарском проливе, и уже на горизонте 500 м на отдельных станциях превышает значения 100 µM/л. В целом в водах охотоморского шельфа концентрации кремния значительно выше, чем в япономорской зоне, что наиболее отчетливо проявляется на больших глубинах.
Рисунок 12 – Распределение средних многолетних значений концентрации силикатов на разрезе III. Лето [2]
Пространственное распределение кремния очень хорошо согласуется с наличием основных источников его поступления - речной сток и стационарные зоны подъема глубинных вод. В соответствии с этим на фоне повышенных концентраций кремния во все сезоны особо можно выделить зону влияния амурских вод, а также вершины заливов Анива и Терпения, вершину Татарского пролива и отдельные участки вдоль побережья острова, где имеется речной сток. Струя вод Восточно-Сахалинского течения по повышенным концентрациям кремния отчетливо выделяется не только на северо-восточном шельфе, но и в проливе Лаперуза (рис. 13). Наиболее высокие горизонтальные градиенты кремния (1-2 µM/л на милю) наблюдаются в районах подъема обогащенных биогенными веществами глубинных вод и в зонах влияния материкового стока.
Рисунок 13 – Распределение средних многолетних значений концентрации силикатов на поверхности и горизонте 20 м. Лето [2]
4. Козловский В.Б. Возможные изменения динамики вод Амурского лимана в результате антропогенного воздействия // Труды ГОИН,1980. Вып.89. - С.41-48.
5. Гидрометеорология и гидрохимия морей. Том IX. Охотское море. Вып. 2. Гидрохимические условия и океанологические основы формирования биологической продуктивности. С.-Пб.: Гидрометеоиздат, 1993. - 168 с.
6. Сапожников В.В. Формирование основного солевого состава морской воды и ее физико-химические свойства // Тихий океан. М.: Мысль, 1982. - С.172-240.
7. Бруевич С.В. Химические исследования Института океанологии АН СССР на дальневосточных морях и в прилегающей части Тихого океана // Труды ИОАН, 1956. Т. 17. - С. 18-40.
8. Бруевич С.В., Богоявленский А.Н., Мокиевская В.В. Гидрохимическая характеристика Охотского моря // Труды ИОАН, 1960. Т.42. - С.123 – 198.
9. Алекин О.А., Ляхин Ю.И. Химия океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 344 с.
Таблица 2 - Средние многолетние значения параметров морских вод в отдельных районах шельфовой зоны Сахалина (Охотское море)
