Процессы, определяющие формирование термохалинной структуры на мелководье

За пределами шельфа и материкового склона, в глубоководных районах, ключевыми процессами в формировании водных масс являются (Tomczak, 1999): конвекция, субдукция и подповерхностное перемешивание. Четвертый процесс формирования - импортирование извне, рассматривается, если район составляет только часть Мирового океана. Такой взгляд часто оправдан при изучении окраинных морей. В Японском море проникающие (втекающие) через Корейский пролив из Восточно-Китайского моря воды Цусимского течения, являющегося ветвью течения Куросио, заполняют поверхностные слои южной части моря. Отметим, что даже в окраинных морях некоторые водные массы формируются внутри акватории моря. Их индивидуальные процессы формирования определяются только тремя основными процессами, указанными выше.

Все физические процессы, происходящие в глубоководных частях океана, имеют свою специфику в шельфовых районах, что обусловлено малыми глубинами, наличием береговой черты, а также материковым стоком. Наиболее существенное влияние на формирование водных масс на мелководье оказывают следующие эффекты: уменьшение теплоемкости толщи вод, приводящее к возрастанию амплитуды изменчивости температуры; распреснение поверхностного слоя вод материковым стоком, следствием которого является как уменьшение солености, так и увеличение вертикальной устойчивости; ветровое, приливное и конвективное перемешивание вод; прибрежный подъем глубинных вод (апвеллинг); эффекты поворота и завихрения течений, связанные с изменениями рельефа дна и орографией береговой черты; формирование ледяного покрова и конвекция. Рассмотрим кратко эти явления и процессы, связанные с формированием водных масс в шельфовой зоне морей.

Особенности теплового баланса на мелководье. Количество тепла, поступающего из атмосферы к морской поверхности, практически не отличается в шельфовых и глубоководных районах. Однако его распределение в толще воды существенно различается.

В реальных условиях шельфа возможны два сценария распределения тепла в толще вод:

1. Толщина слоя меньше нижней границы верхнего квазиоднородного слоя (ВКС) из-за малой глубины места. В этом случае весь слой будет равномерно прогреваться или охлаждаться. Следовательно, прогрев (охлаждение) будет происходить тем интенсивнее, чем меньше глубина места

Еще большее значение имеет зависимость темпов охлаждения от глубины места в условиях зимней конвекции, что является причиной быстрого понижения температуры и ускоренного льдообразования на мелководьях, в результате чего происходит формирование придонных высокосоленых вод (Vanin, Yurasov, et. al., 2001).

2. Толщина слоя воды больше нижней границы ВКС. В этом случае эффективное количество тепла Q будет зависеть не только от интенсивности его поступления через поверхность и горизонтального теплообмена, но и от интенсивности теплообмена через сезонный термоклин.

Распреснение прибрежных вод материковым стоком. Для морей умеренных широт характерен положительный баланс пресной воды на поверхности моря. В прибрежных районах к поступлению пресной воды с атмосферными осадками добавляется материковый сток. В результате прибрежные водные массы имеют меньшую соленость, чем воды открытого моря.  Данные о материковом стоке Японского моря приведены в таблице 1.

Таблица 1 - Материковый сток дальневосточных морей

Акватория	Площадь водосбора, тыс. кв. км	Материковый сток, куб. км/год
с-з часть Японского моря в т. ч. Татарский пролив от 46?с.ш. в т. ч. залив Петра Великого	195 83 31	62 34 7

Другой аспект влияния материкового стока на характеристики водных масс связан с тем, что пресная вода поступает в поверхностный слой моря и поддерживает положительную плавучесть вод, что в свою очередь способствует увеличению устойчивости стратификации. Роль материкового стока в формировании плотностной стратификации зависит от соотношения интенсивности процессов, формирующих и разрушающих стратификацию (Sharples, Simpson, 1993). Очевидно, что распреснение поверхностного слоя препятствует и обмену теплом и солью через термохалоклин, т. е. способствует прогреву и еще большему его распреснению и затрудняет прогрев подповерхностного слоя, приводя его к некоторому распреснению.

Ветровое перемешивание. Турбулентное перемешивание в поверхностном слое, обусловленное сдвигом дрейфовых течений, является основной причиной формирования верхнего квазиоднородного слоя - одной из важнейших особенностей вертикальной структуры вод всех климатических зон океана. Осенью в результате совместного действия ветрового перемешивания и конвекции толщина ВКС начинает расти, достигая в ноябре - декабре 100-200 м, после чего перемешивание, к тому времени уже в основном конвективное, охватывает всю толщу деятельного слоя вод моря. При этом возможно образование модификаций поверхностных водных масс с различными термохалинными характеристиками, разделяющихся фронтами (Жабин и др., 1992).

Приливная адвекция. Приливные течения, периодически меняя направление, вызывают перемещение больших объемов воды. Поскольку приливное движение происходит одновременно во всей толще вод, сама по себе приливная адвекция не вызывает трансформации вертикальной структуры вод, но обуславливает весьма существенные изменения горизонтальных границ водных масс. Практически это можно наблюдать как движение разделяющих водные массы фронтов. Наиболее важным прямым следствием воздействия приливов на вертикальную структуру вод являются приливные интрузии в эстуариях (Largier, 1992).

Приливное перемешивание. Для формирования водных масс на шельфе более значимо косвенное влияние приливных течений - приливное перемешивание, которое является следствием диссипации приливной энергии из-за придонного трения. Процесс можно схематично представить как смыкание приповерхностного (ВКС) и придонного турбулизированных слоев, в результате чего разрушается стратификация. Реальное явление приливного перемешивания, однако, лишь качественно соответствует этой схеме, и вопрос об интенсивности приливного перемешивания от соотношения “глубина - скорость приливного течения” пока является дискуссионным (Simpson, Hunter, 1974; Garrett et. al., 1978; Bowers, Simpson, 1987; Stige/pandt, 1988; Kitaigorodskii, 1991). На шельфе в заливе Петра Великого скорости приливных течений составляют 10-15 см/с (Савельева, 1989), на шельфе Приморья (Юрасов, Яричин, 1991) - свыше 20 см/с, в Татарском проливе (Супранович, 1989) - больше 70 см/с, в проливе Лаперуза (Odamaki, 1989) - 80-90 см/с. Тем не менее, полное приливное перемешивание здесь, судя по немногочисленным исследованиям этого процесса (Бобков, Самко, 1989; Жабин, Зуенко, Демина, 1992; Бобков, 1989), происходит лишь в нескольких ограниченных районах.

Анализ географического положения районов приливного перемешивания на шельфе дальневосточных морей (Зуенко, Юрасов, 1995) дает основание полагать, что на этот процесс существенно влияет распреснение поверхностного слоя. На эту причину указывают и исследования на сопредельных акваториях: Лай Хен-Чже (Lie, 1989) оценивает вклад распреснения в формирование стратификации вод на шельфе в 1/3, а Т. Янаги (Yanagi, Takahashi, 1988) - даже в 2/3.

Прибрежные апвеллинги. Прибрежные апвеллинги глубинных (обычно подповерхностных) вод возникают в результате экмановского переноса поверхностных вод от берега под действием вдольберегового ветра или сгона поверхностных вод отжимными ветрами в условиях мелководья. Преобладающие муссонные ветры над Японским морем - юго-восточный летом и северо-западный зимой. Следовательно, муссонные апвеллинги здесь могут развиваться летом у побережья открытого на север, а зимой - у побережья, открытого на юг, причем для возникновения апвеллинга береговая линия должна быть непрерывной и к ней должны прилегать обширные водные пространства глубокого моря. Из этих соображений в пределах шельфа апвеллинг может развиваться на всем шельфе в осенне-зимний период.

Прибрежные апвеллинги крайне редко упоминаются в литературе по региональной океанографии Дальнего Востока, хотя для Желтого, Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей также в условиях муссонного климата такие явления известны (Guo, Xia, 1984; Pu, 1986). По-видимому, этот процесс не характерен для дальневосточных морей, что можно объяснить двумя причинами. Во-первых, районы возможных летних апвеллингов невелики по размерам, а летние муссонные ветры слабы и постоянны. Во-вторых, зимой, когда циркуляция вод, характерная для апвеллинга, непременно имеет место, апвеллинг здесь не заметен, т.к. весь деятельный слой в шельфовой зоне охвачен полным конвективным перемешиванием и не разделяется на отдельные водные массы. Прибрежный апвеллинг в отсутствии конвекции может индуцироваться лишь в непродолжительный осенний период, когда происходит смена муссонных ветров (Жабин, Грамм-Осипова, Юрасов, 1993) в районе к юго-востоку от мыса Поворотного.

Плотностная циркуляция вод. Хотя плотностные течения на шельфе, где велика роль трения, значительно уступают по интенсивности приливным, дрейфовым и сгонным, эффекты, связанные с завихренностью поля скорости плотностных течений, могут оказывать существенное влияние на структуру вод.

Прежде всего, это адвективные потоки в стационарных или перемещающихся вихрях, связаные с сильными течениями. В зонах взаимодействия между течениями образуются квазистационарные крупномасштабные вихри, а на перифериях вдольбереговых и надсклоновых течений - квазистационарные “захваченные” вихри. В затоках вод, связанных с этими вихрями, на шельф проникают воды открытого моря.

Кроме того, процесс, подобный хорошо известному явлению отрыва нестационарных вихрей на северной периферии Северо-восточной ветви Куросио (Bulatov, Lobanov, 1992), наблюдается и на северных перифериях течений Соя, Цусимского и Восточно-Корейского. В двух последних случаях оторвавшиеся вихри выходят на шельф.

Динамические апвеллинги в зонах дивергенции вод, в том числе в крупномасштабных циклонических круговоротах, и даунвеллинги в зонах конвергенции являются другим следствием завихренности поля скорости плотностных течений. Обычно эти явления наблюдаются на кромке шельфа, где происходит конвергенция прибрежных и морских вод, либо связаны с крупными формами береговой черты. Известны также дивергенции и конвергенции, обусловленные крупномасштабными вихрями с горизонтальными осями (Яричин, Покудов, 1982; Юрасов, 2002).

При рассмотрении структуры вод в конкретном районе следует учитывать также возможный перенос сюда постоянными течениями крупных элементов структуры, например, водных масс, из зон их формирования. Наиболее известны случаи переноса шлейфов распресненных вод за пределы эстуариев и выноса вод из зон приливного перемешивания.

Конвекция. Конвекция является механизмом возможного влияния на вертикальную структуру вод, действующим в принципе только сезонно: осенью - зимой, поскольку весной - летом для муссонного климата дальневосточных морей свойственен положительный поток плавучести вниз через поверхность. Этот механизм является настолько мощным, что практически на всей акватории шельфа (да и моря в целом) полностью определяет структуру вод в зимний сезон.

Специфика термической конвекции в Японском море (Булгаков, 1975) связана в основном с наличием устойчивого пикноклина, подстилаемого промежуточной водной массой высокой солености и повышенной температуры. При чисто термической конвекции в районах с сильно распресненным поверхностным слоем и высокосоленым подповерхностным слоем в поверхностном слое не достигаются значения плотности, равные или большие чем в нижележащем, и разрушения стратификации не происходит. Такое явление наблюдается в Японском море (Зуенко, 1992 б). В районах термохалинной конвекции соленость конвективного слоя в разных районах может сильно различаться в зависимости от степени осолонения вод, так что могут сформироваться различные по плотности водные массы. Более соленая водная масса, под действием адвекции и субдукции будет погружаться под менее соленую (плотную) водную массу, сохраняя устойчивую стратификацию.

Лишь в отдельных районах шельфа локальные особенности режима вод, способствующие повышению солености слоя конвекции (апвеллинг, адвекция соленой воды на шельф), позволяют, при условии сильного осолонения при льдообразовании, формироваться донным водам высокой солености. Такие случаи известны и для Японского моря (Гомоюнов, 1930; Зуенко, 1993; Nitani, 1972; Zuenko, 1989; Ponomarev, Yurasov, 1990; Martin et. al., 1992). Показано (Ponomarev, Yurasov, Zuenko, 1991), что для формирования таких вод необходимо сочетание нескольких благоприятных факторов:

- повышение солености поверхностного слоя перед началом образования льда в результате уменьшения пресноводного стока, апвеллинга, адвекции соленых вод открытого моря и выравнивания температуры в ходе термической конвекции, ветрового или приливного перемешивания;

- создание гидрометеорологических условий для интенсивного льдообразования;

- длительность и неоднократность образования льда при постоянном взломе припая и выносе льда из района его формирования (“эффект полыньи”).

Полыньи с интенсивным льдообразованием наблюдается в заливе Петра Великого, в северо-западной части Татарского пролива.