Особенности структуры и динамики вод в северной половине Японского моря в осенне-зимний период по данным спутниковых и судовых наблюдений

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Использование спутниковых снимков в ИК-диапазоне при исследовании северной половины Японского моря позволило существенно развить представления о структуре и динамике фронтов, течений, синоптических вихрей и прибрежного апвеллинга (Жабин и др., 1993; Юрасов, 1995; Лобанов и др., 2007; Никитин и др., 2009; Никитин А.А., Юрасов Г.И., 2017). Это стало возможным благодаря особенности спутникового метода ‒ одновременно и многократно в течение суток для всей акватории моря получать снимки с детальным распределением температуры поверхности моря (ТПМ), наблюдать возникновение и эволюцию разномасштабных термических структур. Две такие структуры, наиболее отчетливо проявляющиеся на спутниковых снимках ежегодно в осенне-зимний период, наблюдаются в крупномасшабном циклоническом круговороте (КЦК). На спутниковых ИК-изображениях, полученных на сайте http://www.satellite.dvo.ru и приведенных на рис. 2, видно, что и в осенне-зимние месяцы 2019 и 2021 гг. (данные экспедиций этих лет используются в настоящем исследовании) в северной половине моря сформированы две крупномасштабные области пониженной температуры, разделенных затоком теплых цусимских вод со стороны о. Хоккайдо. Юго-западная область примерно расположена по долготе между 130°–135° в.д., по широте ‒ от побережья до субарктического фронта на 40° с.ш., северо-восточная – между 135°–139° в.д. и 43°–46° с.ш. Со сменой летнего муссона на зимний и возникновении осеннего ветрового прибрежного апвеллинга (Гончаренко и др., 1993; Жабин и др., 1993; Юрасов, 1995) создаются условия для быстрого понижения ТПМ на обширной акватории за счет перемешивания в верхнем слое моря с усилением сгонных ветров, сезонным снижением температуры воздуха и выноса холодных трансформированных апвеллинговых вод от побережья. Одним из факторов, приводящих к формированию двух термических областей, кроме выше перечисленных, может быть недостаточно на данный момент изученное явление ‒ подъем глубинных вод (глубинный апвеллинг открытого моря), наблюдаемый в течение года в северной половине Японского моря в области КЦК, который идентифицируется на разрезах по куполообразной конфигурации изолиний гидрологических и гидрохимических параметров (Леонов, 1960; Мокиевская, 1961; Панфилова, 1961; Покудов и др., 1976; Юрасов, Яричин, 1991; Talley et al., 2004). Причиной глубинного апвеллинга, кроме циклонической циркуляции (Баталин, 1958; Истошин, 1960; Степанов, 1961; Васильев, Макашин, 1991; Ванин, 2004), могут быть такие процессы, как компенсационный подъем вод вследствие зимней присклоновой конвекции (Леонов, 1948; Степанов, 1961; Яричин, Покудов, 1982), опускание в южных и юго-восточных районах моря из-за уплотнения при смешении япономорских холодных и теплых субтропических вод во фронтальных разделах и развитие антициклонических вихревых образований (Яричин, Покудов, 1982; Юрасов, Яричин,1991). В 1999–2002 гг. с помощью буев, дрейфующих на глубине 800 м, было установлено, что характер глубинной крупномасштабной циркуляции в области Японской котловины в целом тот же, что и в поверхностном слое, причем глубинные воды охвачены циклоническим движением в течение всего года. Кроме того, было выявлено, что в пределах КЦК, в его западной и восточной частях расположены две области циклонической активности меньшего масштаба – западный и восточный циклонические круговороты (ЗЦК и ВЦК) (Данченков и др., 2005), с которыми неразрывно связаны подъемы глубинных вод. Дрейф буев в западной части КЦК показал, что центр ЗЦК был расположен в точке с координатами 41°30′ с.ш. и 134°00′ в.д. Диаметр же зоны циклонического дрейфа буев обычно составлял около 30 миль, но “иногда циклоническое перемещение буя происходило на обширной территории…” (Данченков и др., 2005). Многочисленные расчеты течений (Леонов, 1960; Покудов, Тунеголовец, 1975; Юрасов, Яричин, 1991; Yoon et al., 2005; Трусенкова, 2007; Юрасов и др., 2011; Никитин и др., 2012) показали, что ЗЦК может располагаться в различных местах в полосе 40°00′–42°30′ с.ш. и 130°00′–136°00′ в.д., что, вероятно, связано не только с особенностями расчетов, но и с изменчивостью циркуляции. Тем не менее из-за недостатка исследований пока можно судить о приблизительном расположении ЗЦК, с центральной частью которого связано максимальное влияние поднимающихся глубинных вод на верхний слой моря. Еще одна циклоническая область в КЦК – северный циклонический круговорот (СЦК) по результатам динамических расчетов отчетливо проявляется у побережья Приморья между 43°–46° с.ш. и 135°–139° в.д. на фоне развития прибрежного апвеллинга и затока цусимских вод со стороны о. Хоккайдо (Никитин и др., 2020; Никитин, и др., 2012). На схемах поверхностной геострофической циркуляции, построенных на основе данных за период с 1925 по 2005 г. (Никитин и др., 2012) все три циклонических круговорота ‒ ЗЦК, ВЦК и СЦК, отличаясь размерами и расположением центров от сезона к сезону, круглогодично присутствуют в области КЦК.

В 1990-е годы в области КЦК с помощью стационарных автономных буйковых станций и дрейфующих глубинных буев также обнаружено зимнее усиление динамики глубинных вод с возрастанием скорости глубинного течения от минимальных значений в октябре до максимальных в марте. Интенсификацией был охвачен весь глубинный слой от 500 до 3000 м, в котором выполнялись измерения (Takematsu et al., 1999a, 1999б; Senjyu et al., 2005; Choi, Yoon, 2010). Данная особенность значительно слабее проявляется в циклонических круговоротах южной половины моря (Choi, Yoon, 2010). Причиной зимней интенсификации глубинного течения может быть ветровое напряжение и термохалинное воздействие. Однако, как утверждают авторы (Yoon et al., 2005; Choi, Yoon, 2010; Трусенкова, 2018), эти факторы не в состоянии напрямую вызвать увеличение скорости глубинного течения. Тем не менее ветровое и термическое воздействие, вероятно, может опосредованно влиять на глубинную циркуляцию (Трусенкова, 2018). Другая, наиболее устоявшаяся гипотеза об усилении глубинной циркуляции в зимний период в районе Японской котловины связана с воздействием синоптических вихрей на всю толщу моря. Эта гипотеза явилась следствием экспериментальных наблюдений и модельных расчетов (Takematsu et al., 1999a, 1999б; Hogan, Hurlburt, 2000; Yoon et al., 2005; Choi, Yoon, 2010; Трусенкова, 2018). Однако механизм увеличения скорости глубинных вод с октября по март и далее ее уменьшения до октября пока не установлен (Choi, Yoon, 2010).

Еще одним явлением, с которым может быть связана интенсификация глубиной циркуляции в северной половине моря зимой, является, по мнению авторов (Takematsu et al., 1999a; Трусенкова, 2007), развивающаяся в течение зимы склоновая конвекция и конвекция открытого моря (Talley et al, 2003; Лобанов и др., 2019). В рамках же такого круглогодичного явления, как глубинный апвеллинг, интенсификация глубинной циркуляции в северной половине моря зимой не рассматривалась. Таким образом, в настоящей работе по результатам анализа инфракрасных (ИК) спутниковых снимков и материалов судовых гидрологических съемок, проведенных авторами статьи в разные годы, рассматриваются обнаруживаемые спутниковым методом термические структуры поверхности северной части Японского моря, глубинный апвеллинг в области КЦК, его связь с вихрями синоптического масштаба и интенсификацией глубинной циркуляции в северной половине моря.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Спутниковые данные. В работе для анализа термического и вихревого полей северной части Японского моря используются карты ТПМ с ИСЗ НОАА, полученные в Центре коллективного пользования Регионального спутникового мониторинга окружающей среды Института автоматики и процессов управления ДВО РАН (ИАПУ ДВО РАН, Владивосток) и размещенные на сайте (http://www.satellite.dvo.ru). Основные положения методики обработки и анализа спутниковых снимков изложены в работах (Рекомендации по использованию…, 1984; Методические указания…, 1987; Алексанин, Алексанина, 2006) и основаны на визуальном дешифровании ИК-изображений совместно с анализом судовых данных. Основное внимание уделялось изучению таких элементов спутниковых карт ТПМ как генезис термических мезо- и макраструктур, их положение, размеры, форма, уровни температуры и ее изменчивость. Идентификация вихрей на спутниковых снимках основывалась, прежде всего, на таких их основных признаках, как округлость или дугообразность формы с различной степенью проявления кольцеобразности или спиралевидности их структуры (Рекомендации по использованию…, 1984; Никитин, Юрасов, 2008).

Гидрологические судовые данные и измерения на донной станции. На рис. 1 представлены схемы гидрологических съемок, проведенных нами 2–21 октября 2019 г. на НИС “Академик Опарин” (рейс № 57) и 7–28 декабря 2021 г. на НИС “Академик М.А. Лаврентьев” (рейс № 97). Большинство разрезов выполнялось до границы экономической зоны РФ. СТД-зондирования на всех разрезах выполнялись профилографом SBE 9plus до глубины 1000–1500 м. На разрезе по 134° в.д. в декабре 2021 г. измерения проводились до дна с максимальной глубиной зондирования 3550 м. В статье также используются данные измерений на мониторинговом разрезе по 134° в.д., выполненном нами также до дна в декабре 2020 г. в экспедиции НИС “Академик Опарин” (рейс № 62). Расположение станций СТД-зондирований на мониторинговом разрезе по 134° в.д. в 2020 г. практически совпадает с расположением станций на этом разрезе при съемке в 2021 г., показанной на рис. 1б. Данные еще одного глубоководного разреза, расположенного в СЦК с краевыми координатами 44°57’ с.ш., 137°00’ в.д. и 44°05’ с.ш., 138°20’ в.д. и выполненного в 58 рейсе НИС “Академик Опарин” 12–13 ноября 2019 г., также используются в работе (рис. 8). Расположение разреза показано на рис. 2 на снимке от 12 ноября 2019 г. отрезком черного цвета. Визуализация распределений гидрологических параметров в работе выполнялась при помощи программы Ocean Date View (Schlitzer, 2019). В работе также используются данные температуры и солености, полученные с помощью измерителя SBE-37, установленного в придонном слое у берегов южного Приморья на мониторинговой донной станции на глубине 22 м (отмечено треугольником на рис. 1а).

 

Рис. 1. Расположение СТД-станций (●): а ‒ рейс № 57 НИС “Академик Опарин” 2–21 октября 2019 г.; б ‒ рейс № 97 НИС “Академик М.А. Лаврентьев” 7–28 декабря 2021 г. Треугольником обозначено место расположения донной мониторинговой станции. Ломанной линией показано расположение северо-восточного разреза.

 

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Возникновение аномальных термических областей. Спутниковые ИК-снимки, приведенные на рис. 2, показывают, что к октябрю 2019 г., когда производилась судовая съемка (2–21 октября), в северной части моря уже сформировались две разделяемые затоком цусимских вод от о. Хоккайдо области пониженных температур. Впервые аномальные области с температурой 15°С и ниже отчетливо проявились в поле ТПМ 18 сентября. На снимках ТПМ от 9, 15 и 23 октября аномальные области имеют примерно одинаковую форму и температуру, снизившуюся до 10–14°С. На снимках от 12 и 28 ноября в поле ТПМ сохраняются также по две области с той же примерно формой и площадью, что и в октябре, но с температурами уже ниже 10°С и 5°С соответственно. Появление аномальных термических областей совпало с развитием прибрежного ветрового апвеллинга, начавшегося по данным изменчивости температуры и солености на нашей мониторинговой донной станции, расположенной на глубине 22 м у берегов южного Приморья 12 сентября (рис. 3). Устойчивое снижение температуры у дна проходило до 7 октября (рис. 3). В результате температура снизилась от 18.7°С до 1.8°С, а соленость возросла от 32.38 е.п.с. до 34.02 е.п.с. (ранее в 2003–2007 гг. (Сергеев и др., 2008) установлена примерная одновременность начала снижения придонной температуры при апвеллинге у берегов южного и восточного Приморья, поэтому результаты одной станции позволяют давать оценку развития Приморского апвеллинга вдоль побережья до 44° с.ш.).

 

Рис. 2. Термическая структура поверхности Японского моря по данным спутниковых ИК-изображений в сентябре–ноябре 2019 г. и декабре 2021 г. В сентябре и октябре шкалы температур от 5°С до 31°С, в ноябре и декабре ‒ от 0°С до 26°С. На снимке от 12 ноября 2019 г. черным отрезком обозначен разрез, результаты которого приведены на рис. 8.

 

Рис. 3. Изменчивость температуры (красный цвет) и солености (синий цвет) на донной (22 м) мониторинговой станции, установленной 7 июня 2019 г. в береговой зоне южного Приморья к юго-западу от о. Русский.

 

Далее с 7 по 25 октября наблюдался процесс релаксации апвеллинга. Температура стала повышаться и достигла максимального значения 12.2°С, соленость же уменьшилась до 33.46 е.п.с. Затем последовало опять снижение температуры и повышение солености. К 28 ноября температура уменьшилась до 1.8°С и продолжила снижение и далее, а соленость возросла и превысила значение 34.00 е.п.с. Все это указывает на продолжение процесса апвеллинга после периода релаксации. Практическая же неизменность формы, площади и температуры аномальных областей свидетельствует, что релаксация прибрежного апвеллинга 7–25 октября заметно не повлияла на структуру поля ТПМ, наблюдаемую в октябре на спутниковых ИК-изображениях. Стабильность же структуры поверхностной температуры в октябре позволяет карту поверхностной температуры, построенную по данным судовой гидрологической съемки, выполненной за относительно длительное время 2–21 октября (рис. 4а), рассматривать как достаточно хорошо соответствующую спутниковым картам ТПМ за октябрь и наряду со спутниковыми ИК- снимками использовать для анализа гидрологических условий.

 

Рис. 4. Распределение потенциальной температуры воды в октябре 2019 г. на поверхности (а) и горизонтах 100 м (б) и 1000 м (в); рельеф дна района работ – белая линия, проходящая через возвышенность Первенец и хребты Берсенева и Васильковского, совпадает с осевой линией области максимального подъема глубинных вод, выделяемой по минимальным температурам на рисунках б и в–г. Точки (·) – местоположение станций. Латинскими буквами на рисунках а, б и в обозначены вихревые образования.

 

Особенности глубинного апвеллинга в области ЗЦК. В октябре 2019 г. гидрологическая ситуация к югу от Приморья по данным спутниковых ИК- изображений ТПМ и судовых измерений характеризовалась пониженными относительно мористых районов температурами и окружившими район работ вихревыми образованиями (рис. 4а). Минимальные температуры (ниже 11°С) на поверхности наблюдаются вблизи побережья, что обусловлено развивающимся здесь в осенний период ветровым апвеллингом (рис. 3). Между областью с пониженными температурами и вихрями сформировалась фронтальная зона. Центральная же часть района работ на площадных распределениях температуры от нижнего горизонта зондирования (1000 м) и до горизонта 100 м оконтуривается замкнутыми изотермами, образующими примерно одинаковые по форме эллиптические двухъядерные области с пониженными температурами относительно соседних районов (рис. 4б, в).

На меридиональном и квазизональном разрезах, пересекающих район работ соответственно по 134° в.д. (рис. 5а) и с юго-запада от 41°45′ с.ш. 131°48′ в.д. на северо-восток до 43°20′ с.ш. 135°56′ в.д. (рис. 5б), наблюдается куполообразный подъем изотерм с общей вершиной в районе 42° с.ш. между меридианами 132° в.д. и 134.5° в.д., что свидетельствует о подъеме глубинных вод с нижних горизонтов измерений и почти до поверхности (примерно до 50 м). В результате подъема глубинных вод и сформировались области с пониженными температурами относительно соседних районов на площадных распределениях (рис. 4б, в). На разрезе северо-восточного направления (рис. 5б) в структуре глубинного апвеллинга наблюдаются две вершины. Для построения северо-восточного разреза, показанного ломаной линией на рис. 1а, на каждом из семи используемых разрезов выбиралась станция, на которой наблюдался максимальный на разрезе подъем изотерм. Поэтому северо-восточный разрез распределения температуры представляет вертикальный срез, проходящий по двухвершинному температурному хребту.

 

Рис. 5. Распределение потенциальной температуры на разрезе по 134° в.д. (а) и разрезе, направленном с юго-запада на северо-восток (рис. 1а) через центральную область глубинного апвеллинга (б) в октябре 2019 г. Вертикальные тонкие линии – местоположение станций.

 

Примечательной особенностью выявленного в районе работ глубинного апвеллинга является то, что осевая линия, проходящая через центральную область подъема глубинных вод, выделяемого по минимальным температурам на площадных распределениях (рис. 4б, в), и направленная с юго-запада на северо-восток, совпадает с линией расположения подводных возвышенности Первенец и хребтов Берсенева и Васильковского (рис. 4г). Аналогичная особенность также проявилась и на основе данных декабрьской экспедиции 2021 г. рейса № 97 НИС “Академик М.А. Лаврентьев” (рис. 1б). На рис. 6а, б представлены площадные распределения температуры на горизонтах 300 м и 1000 м соответственно. К сожалению, из-за неблагоприятных метеоусловий не удалось выполнить разрез по 132° в.д. и западнее, что отразилось на качестве построенных полей температуры. Тем не менее в поле температур видно, что в декабре 2021 г. в глубинных слоях над возвышенностью Первенец и хребтами Берсенева и Васильковского в районе 42° с.ш. между 132° и 134.5° в.д. выделяются похожие на наблюдаемые в октябре 2019 г. структуры (рис. 4б, в; 6а, б). Все это указывает на расположение здесь центральной области глубинного апвеллинга северо-западной части моря. Область апвеллинга распростаняется и дальше на северо-восток до 135.5° в.д., отклоняясь все более в сторону побережья, как и в октябре 2019 г., и формируя еще одно ядро подъема вод в районе 43° с.ш. и 135° в.д. Выбор горизонта 300 м при построении площадного распределения температуры в декабре 2021 г. (рис. 6а) обусловлен тем, что на данной глубине квазизамкнутость изотерм проявляется отчетливо, в отличие от вышележащих горизонтов, где картина начинает затушевываться из-за интенсификации процессов в верхнем слое в декабре. Тем не менее в декабре 2021 года, в период нашей съемки в северо-западной части моря, где наблюдается глубинный апвеллинг, на спутниковых ИК снимках отчетливо просматривается существование юго-западной области пониженных температур (рис. 2).

 

Рис. 6. Распределения потенциальной температуры на горизонтах 300 м (а) и 1000 м (б) в декабре 2021 г. Точки (·) – местоположение станций. Латинскими буквами на рисунках а и б обозначены вихревые образования.

 

Свидетельством того, что подъем вод начинается от дна и распространяется до поверхностного слоя, является распределение температуры на разрезе по 134° в.д., который был, как отмечалось выше, выполнен в период 7–11 декабря 2021 г. до дна (рис. 7а). На рисунке над хребтом Васильковского, находящегося на линии разреза с вершиной примерно на глубине 1800 м (глубина у подошвы 3200 м) на 42°05′ с.ш., наблюдается выраженный подъем изотерм. Такой же подъем изотерм от придонного до поверхностного слоя наблюдается над хребтом Васильковского на разрезе по 134° в.д., выполненном нами годом ранее в экспедиции НИС “Академик Опарин” (рейс № 62) 20–26 декабря 2020 г. (рис. 7б). В целом же структура поля температуры на разрезах по 134° в.д. одинакова, отличаясь, в основном, более сильной деформацией поля температуры в декабре 2021 г. за счет глубокого антициклона E (рис. 7а, б) в южной половине разреза и двух небольших присклоновых вихревых образований с центрами на 42°20′ с.ш. и 42°30′ с.ш. (рис. 7а). Заметим также, что на рис. 7а, б глубина над хребтом Васильковского на разрезах отлична от реального значения из-за дрейфа судна, затрудняющего выполнение СТД-станций точно над вершиной.

 

Рис. 7. Распределения потенциальной температуры (а, б) и зональной составляющей геострофической скорости (в, г) (знак плюс – поток направлен на восток, минус – на запад) на разрезах по 134° в.д. по данным экспедиций НИС “Академик М.А. Лаврентьев” (7–28 декабря 2021 г., рейс № 97) ‒ а и в соответственно и НИС “Академик Опарин” (14–29 декабря 2020 г., рейс № 62) ‒ б и г соотвественно. Вертикальные тонкие линии на рис. а и б – местоположение станций.

 

Другой примечательной особенностью глубинного апвеллинга является то, что вытянутая с юго-запада на северо-восток центральная область подъема глубинных вод, распространяясь все дальше на северо-восток до 135.5° в.д. и отклоняясь все более в сторону побережья в направлении залива Ольги, примерно совпадает с зоной дивергенции, отмеченной ранее (Яричин, Покудов, 1982; Яричин, 1982; Юрасов, Яричин, 1991), также отклоняющейся к побережью в направлении залива Ольги, как и зона апвеллинга. Эту дивергенцию (Васильев, Макашин, 1991) по результатам диагностического расчета интегральной циркуляции связывают с подъемом вод в области циклонической завихренности. На рис. 4б, в и 6а, б структура поля температуры в виде замкнутых изотерм в районе 42° с.ш. свидетельствует не только об апвеллинге, но также о нахождении здесь циклонического круговорота. Наличие циклонической циркуляции в районе работ над подводными поднятиями дна подтверждается распределением зональных составляющих геострофической скорости на разрезах по 134° в.д. (рис. 7в, г). Особенностью распределения зональных составляющих геострофической скорости на разрезах является ее повышенные значения в области расположения антициклона в южной половине разреза на рис. 7а, что наглядно свидетельствует о роли вихрей в увеличении скорости течений в глубинном слое моря.

На рис. 7в, г отчетливо видно, что нулевые изотахи разделяют западный и восточный потоки в районе расположения вершины апвеллинга и хребта Васильковского. Отсюда связанный с глубинным апвеллингом циклонический круговорот, расположенный в области ЗЦК, является крупным топографическим вихрем, сформированным, вероятно, при взаимодействии набегающего потока с положительными формами рельефа дна (Козлов, Дарницкий, 1981; Зырянов, 1995; Дарницкий, 2010) ‒ хребтами Васильковского, Берсенева и возвышенностью Первенец. Большая часть западного прибрежного потока – Приморского течения обтекает поднятия с севера, образуя северную периферию КЦК и ее западной структуры ЗЦК. В структуре топографического вихря выделяются два небольших по размеру циклонических вихря, центры которых связаны с двумя вершинами глубинного апвеллинга на рис. 4б, в. Эти вершины выделяются и в распределении температур на северо-восточном разрезе на рис. 5б. Один вихрь формируется над хребтами Васильковского и Берсенева, второй располагается между возвышенностью Первенец и хребтом Берсенева (рис. 4б, в и 6а, б). Экспериментальное выявление топографического фактора в формировании циклонического круговорота и апвеллинга в западной части КЦК пришлось на осенний и зимний сезоны. На данный момент отсутствуют аналогичные исследования в весенне-летний период, что не позволяет сделать однозначные выводы о соотношении факторов циклонической завихренности и топографии в происхождении глубинного апвеллинга и сезонной изменчивости его местоположения.

Глубинный апвеллинг в северо-восточной области пониженной температуры. Как уже отмечалось в начале статьи, в северо-восточной области пониженной темпеатуры у берегов Приморья, выделяемой на основе спутниковых снимков примерно между 43° и 46° с.ш. и 135° и 139° в.д., в поле поверхностной геострофической циркуляции (Никитин и др., 2020; Никитин и др., 2012) выявляется в области КЦК еще один малый циклонический круговорот – северный (СЦК). В ноябре 2019 г. в рейсе № 58 НИС “Академик Опарин” в этом районе был выполнен гидрологический разрез до дна (рис. 8), расположение которого показано на рис. 2 на снимке от 12 ноября 2019 г. отрезком черного цвета. Разрез перпендикулярен береговой черте и потокам у восточного побережья Приморья. На разрезе наблюдается подъем вод от дна и до поверхности, причем глубинный апвеллинг смещен на континентальный склон. Наличие циклонического круговорота в северо-восточной области пониженной температуры у берегов Приморья в ноябре 2019 г. подтверждается юго-западным у побережья и северо-восточным мористее геострафическими потоками (рис. 8б), а также наличием фронта, сформированного цусимскими теплыми водами и водами аномальной области и опоясывающего последнюю, что отчетливо просматривается на спутниковых картах ТПМ за 12 и 28 ноября 2019 г. (рис. 2).

 

Рис. 8. Распределение потенциальной температуры (а) и скорости геострафических течений, перпендикулярной разрезу, выполненному 11–12 ноября 2019 г. в экспедиции НИС “Академик Опарин” (рейс № 58) в северо-восточной области пониженной температуры (б). Знак плюс – поток направлен на северо-восток, минус – на юго-запад. Вертикальные тонкие линии на рисунке а ‒ местоположение станций. Разрез показан на спутниковом снимке от 12 ноября 2019 г. на рис. 2.

 

Роль глубинного апвеллинга и вихрей в интенсификации глубинной циркуляции. В октябре 2019 г. установленный в районе подводных поднятий дна западный циклонический круговорот (ЗЦК) с запада, юга, юго-востока и востока был окружен четырьмя вихревыми областями, в которых можно выделить пять основных антициклонических вихрей: A, С, E, P, L, наблюдаемых от поверхности до нижнего горизонта измерений (1000 м) (рис. 4а, б, в). Эти вихри отчетливо просматриваются на спутниковом ИК-изображении от 9 октября 2019 г. (рис. 9а). В декабре 2021 г. центральная область апвеллинга также была окружена антициклоническими вихрями, расположенными примерно в тех же местах: с юга от центральной части апвеллинга расположился вихрь E, с юго-востока ‒ P и востока – L. Северо-западнее вихря L находится прибрежный вихрь Z (рис. 6а, б). Для вихрей мы используем те же обозначения, что и на схеме расположения вихрей, построенной авторами (Никитин, Юрасов, 2008) по спутниковым данным за 1988–1996 гг. (рис. 9б). В нашей работе и в статье (Никитин, Юрасов, 2008) положение одноименных вихрей (A, С, E, P, L) в целом совпадает, что указывает на существование определенной закономерности в расположении вихрей в виде квазиширотного вихревого пояса, окружившего область ЗЦК с мористой стороны. Назовем его малым вихревым поясом или МВП. Этот антициклонический пояс имеет небольшой “дефект” в виде залегающего между антициклонами P и L над хребтом Богорова циклонического топографического вихря Х (рис. 4б, в, г) (Лобанов и др., 2021). Антициклонические образования A, С, E, P и L в северной половине моря тесно связаны с квазимеридиональными вихревыми цепочками, которые, в свою очередь, являются достаточно устойчивыми структурными образованиями, наблюдаемыми в течение года и расположенными примерно в одних и тех же местах. Цепочки и связанные с ними теплые субтропические воды ориентируются приблизительно вдоль 131° в.д., 134° в.д. и 137° в.д., а в восточной части моря ‒ между 42°– 44° с.ш. от 139° в.д. до 135° в.д. (Никитин и др., 2002; Никитин, Юрасов, 2008; Пранц и др., 2018). В нашем случае в октябре 2019 г. цепочки сохраняли структуру и направление, как отмечено выше. Цепочка по 131° в.д., состоящая из вихрей G, D, C, B и А, была ориентирована на север, а направления цепочек по 134° в.д., включающая вихри Y2 и Е, и по 137° в.д. с вихрями N, M и Р были несколько отклонены на северо-запад, но в целом согласовывались с указанными выше особенностями расположения вихревых цепочек и путей распространения субтропических вод в северную часть моря (рис. 9а). Цепочка, расположенная в северо-восточной части КЦК, состоит из вихрей L и, предположительно, S и T (рис. 9а). Район формирования этих вихрей (рис. 9б) расположен в северной части моря к северу от 43° с.ш. между 138°–140° в.д. (Никитин и Юрасов, 2008). Смещение данной цепочки в юго-западном направлении в октябре 2019 г., вероятно, связано с возникновением ветрового прибрежного апвеллинга и развитием северного циклонического круговорота (СЦК), примыкающего к побережью Приморья между 43° и 46° с.ш. (рис. 9а).

 

Рис. 9. а – изображение северной половины Японского моря в ИК-диапазоне со спутника NOAA за 9 октября 2019 г. Латинскими буквами на рисунке обозначены антициклонические вихревые образования; черной линией оконтурена область КЦК; белыми линиями ‒ циклонические круговороты: западный (ЗЦК), восточный (ВЦК) и северный (СЦК). б – рисунок из (Никитин, Юрасов, 2008). Латинскими буквами на рисунке обозначены антициклоны, установленные по спутниковым данным за 1988–1996 гг. Затемненными кружками обозначены квазистационарные антициклоны. На вставке – обобщенная схема поверхностных термических фронтов в Японском море.

 

Важнейшим элементом цепочек Японского моря являются семь крупных квазистационарных антициклонических образований (Никитин, Юрасов, 2008), из которых пять (B, G, Y2, N и L) окружают западный и восточный круговороты в области КЦК (рис. 9). Причем, вихри B, G, Y2 и N, окружая КЦК с запада и юга, формируют свой квазиширотный вихревой пояс ‒ большой вихревой пояс (БВП). На спутниковом снимке от 9 октября 2019 г. в период наших работ можно выделить квазистационарные вихри B, G, Y2, N и L (рис. 9а), расположение которых примерно совпадает с расположением вихрей на схеме (рис. 9б) авторов (Никитин и др., 2002; Никитин, Юрасов, 2008) за исключением вихря L, который сместился из района формирования приблизительно в координатах 44° с.ш. и 138° в.д. (Никитин и др., 2012) в точку с координатами 43° с.ш. и 137° в.д. Квазистационарные вихри являются источником струйных выбросов или промежуточным звеном для вовлечения струй с дальнейшей передачей вторгшихся субтропических вод другим вихрям цепочки, расположенных севернее, которые имеют меньший диаметр и продолжительность жизни, но по вертикали распространяются практически до дна (Лобанов и др., 2007; Никитин, Юрасов, 2008). По северной периферии квазистационарных вихрей, образующих БВП, проходит субарктический фронт (Никитин и др., 2012). Причем фронтальная субарктическая зона с севера формируется из вод КЦК, а с южной стороны из субтропических вод БВП. Аналогичным образом МВП взаимодействует с ЗЦК, формируя свой фронт (рис. 4а, б, в). Взаимодействие осуществляется однонаправленными потоками южной периферии ЗЦК и северной периферии вихрей МВП. По северной периферии вихрей L, S и Т, образующих еще один малый вихревой пояс, проходит фронт, разделяющий воды СЦК и воды указанных вихрей. В работе (Никитин и др., 2012) на данном фронте в ноябре 2003 г. наблюдались максимальные геострафические скорости. Такая же картина наблюдалась и по расчетам для мая 2013 г. (Никитин и др., 2020). Выявленный в 90-е годы посредством буев ВЦК (Данченков и др., 2005) на снимке от 9 октября 2019 г. окружен с трех сторон вихрями (N, M, P, L и S), периферии которых однонаправленными потоками с водами круговорота формируют также локальную зону фронта. Таким образом, вихревые пояса и циклонические круговороты неразрывно связаны и взаимодействуют однонаправленными потоками.

В декабре-феврале в субарктической зоне моря в верхнем слое наблюдается интенсификация КЦК (Takematsu et al., 1999a; Kang et al., 2000; Трусенкова и др., 2007; Таранова и др., 2018) и, соответственно, входящих в него круговоротов, что обуславливается положительными значениями завихренности касательного напряжения ветра и усилением ветров северных румбов от осени к зиме. Усиление циклонических круговоротов приводит к интенсификации апвеллингов, связанных с круговоротами, в верхнем слое. В тоже время тесное взаимодействие круговоротов и вихревых поясов должно сказаться и на динамике входящих в пояса вихрей. В рамках гипотезы о вихревой природе интенсификации глубинной циркуляции (Hogan, Hurlburt, 2000) в северной половине моря в зимний период возможная интенсификация вихрей – это только часть механизма увеличения скорости глубинных вод от октября к марту. Интенсификация круговоротов в зимний период, приводя к усилению апвеллингов в верхнем слое, также усиливает вертикальную и поперечную горизонтальную циркуляцию, в частности, в ЗЦК. На рис. 10 представлена упрощенная схема вертикальной циркуляции на разрезе по 134° в.д. в декабре 2021 г., построенная на основе распределения температуры на рис. 7а. Структура вертикальной циркуляции на разрезе, пересекающем ЗЦК и антициклонический вихрь МВП с юга, а также небольшой антициклонический вихрь между побережьем и ЗЦК с севера, представляет собой совокупность циркуляционных ячеек. Ячейки охватывают всю водную толщу разнонаправленной вертикальной и поперечной горизонтальной циркуляцией, формирующей в верхнем слое ЗЦК и антициклонических вихрей, соответственно, зоны дивергенции и конвергенции вод, а в нижнем слое, соответственно, зоны конвергенции и дивергенции. На рис. 10 видно, что усиление апвеллинга в верхнем слое будет усиливать конвергенцию вод в нижнем слое, увеличивая скорость течения. Это усиление с мористой стороны от ЗЦК осуществляется через антициклонический вихрь, который, распространяясь до дна, деформирует придонный конвективный слой и область апвеллинга в поле температуры (рис. 7а). С компенсационным вихревым потоком энергии и массы воды из верхних слоев в глубинные в условиях усиливающегося от осени к зиме глубинного апвеллинга связан, вероятно, наибольший вклад в интенсификацию глубинной циркуляции в районе Японской котловины в зимний период. Характер же интенсификации монотонное увеличение средней скорости глубинных вод от минимума в октябре до максимума в марте (Choi, Yoon, 2010) определяется, вероятно, особенностью развития вертикальной и поперечной горизонтальной циркуляции, которое происходит постепенно по мере накачки вихревой энергии и компенсационного потока вышележащих вод в глубинные слои в течение всего зимнего периода в условиях идущего усиления северо-западных ветров к февралю-марту до смены зимнего муссона на летний.

 

Рис. 10. Упрощенная схема вертикальной циркуляции на разрезе по 134° в.д. в декабре 2021 г.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Спутниковые ИК-изображения, гидрологические съемки и измерения на мониторинговой донной станции в прибрежной зоне южного Приморья позволили выявить и рассмотреть малоизученные особенности структуры и динамики вод в северной половине Японского моря в осенне-зимние периоды 2019-2021 г. Одной из таких особенностей является ежегодное образование в осенне-зимний период в КЦК двух аномальных термических областей. Данное явление наблюдается после смены летнего муссона на зимний и возникновении осеннего ветрового прибрежного апвеллинга. Расположение данных термических структур совпадает с расположением западного (ЗЦК) и северного (СЦК) циклонических круговоротов, неразрывно связанных с глубинным апвеллингом. Глубинный апвеллинг в северо-западной части Японского моря распространяется от дна до поверхностного слоя, фокусируясь вдоль осевой линии, проходящей через возвышенность Первенец и хребты Берсенева и Васильковского в районе 42° с.ш. между 132° в.д. и 135.5° в.д. Область подъема, распространяясь в направлении побережья к заливу Ольги, примерно совпадает с зоной дивергенции в западной части крупномасштабного циклонического круговорота (КЦК) ‒ акватории, где располагается малый западный циклонический круговорот (ЗЦК). Связанный с глубоководным апвеллингом ЗЦК является крупным топографическим вихрем, сформированным, вероятно, при взаимодействии Приморского течения с положительными формами рельефа дна ‒ хребтами Васильковского, Берсенева и возвышенностью Первенец.

Глубоководный разрез, выполненный в северо-восточной области пониженной температуры, где также наблюдается СЦК, показал, что глубоководный апвеллинг в этой части КЦК смещен на континентальный склон.

В осенне-зимний период КЦК и входящие в него малые циклонические круговороты ЗЦК, ВЦК и СЦК окружены большим и малыми вихревыми поясами (БВП и МВП), сформированными квазимеридиональными вихревыми цепочками. Круговороты и пояса неразрывно связаны и на перифериях образуют фронтальные зоны, в которых они взаимодействуют однонаправленными потоками. Предполагается в рамках гипотезы о вихревой природе интенсификации глубинной циркуляции (Hogan, Hurlburt, 2000), что взаимодействие вихревых поясов с циклоническими круговоротами приводит в зимний период к усилению глубинной циркуляции. Особенность изменчивости скорости глубинных вод ‒ увеличение от октября к марту, вероятно, обусловлено характером развития вертикальной и поперечной горизонтальной циркуляции в системе циклонические круговороты ‒ вихревые пояса в результате интенсификации глубинного апвеллинга при усилении ветров северных румбов в зимний период.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнялась в рамках госбюджетной темы НИР ТОИ ДВО РАН на 2023 г. по теме “Исследование основных процессов, определяющих состояние и изменчивость океанологических характеристик окраинных морей Азии и прилегающих районов Тихого и Индийского океанов”, рег. номер 121021700346-7.

Об авторах

А. Ф. Сергеев

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

В. Б. Лобанов

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

В. А. Горячев

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

Н. В. Шлык

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

Е. Н. Марьина

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

Н. Б. Лукьянова

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

И. И. Горин

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

В. Цой

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

С. А. Зверев

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

А. Ю. Юрцев

Национальный оператор научно-исследовательского флота

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

И. А. Прушковская

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

С. Ю. Ладыченко

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

Email: sergeev@poi.dvo.ru
Россия, Владивосток

Список литературы

Дополнительные файлы