Эволюция термохалинной структуры вод Амурского залива в холодный сезон УДК 551.46(265)

Вестник ДВО РАН. 2013. № 6
УДК 551.46(265)
А.Ю. ЛАЗАРЮК, В.Б. ЛОБАНОВ, В.И. ПОНОМАРЁВ
Эволюция термохалинной структуры вод
Амурского залива в холодный сезон
Представлены результаты океанографических наблюдений, выполненных в Амурском заливе с октября 2010
по март 2011 г. На основе их анализа выделены три стадии эволюции термохалинной структуры вод. С октября
по декабрь вследствие конвекции, вызванной потоками тепла с поверхности моря в атмосферу (Q > 100 Вт/м2)
и от донных осадков в придонный слой моря (q ≤ 10 Вт/м2), разрушается устойчивая стратификация и формируется холодная (около –1,8°С) однородная водная масса. На следующей стадии рассол, возникающий в процессе льдообразования, накапливается у дна, формируя слой высокосоленых вод (до 35 епс) толщиной от 1 до 4 м.
Тепло, поступающее в придонный водный слой от осадков, аккумулируется благодаря избыточной плотности
рассола, и температура слоя постепенно увеличивается на 1°С и более. Заключительная стадия наблюдается после достижения максимальной толщины льда, когда отток тепла в атмосферу и образование рассола
прекращаются. При этом тепло, поступающее в придонный слой от осадков (q ≤ 1 Вт/м2), понижает его
плотность и способствует разрушению двухслойной структуры вод. Отмеченные особенности термохалинной
структуры вод определяют распределение гидрохимических параметров и процессы продукции и деструкции
органического вещества в заливе, в частности разрушение сезонной гипоксии в конце осени, подледное цветение
фитопланктона и формирование локальных минимумов содержания кислорода в зимний период.
Ключевые слова: термохалинная структура, CTД-измерения, ледяной покров, поток тепла, рассол, Амурский залив, придонный слой теплых высокосоленых вод.
Evolution of thermohaline structure in the Amurskiy Bay in a cold season. A.Yu. LAZARYUK, V.B. LOBANOV,
V.I. PONOMAREV (V.I. Il’ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok).
The results of oceanic observations in the Amurskiy Bay from October 2010 through March 2011 are presented.
There are three stages of the thermohaline structure of waters. The stable stratifi cation is destroyed and homogeneous
cold (about -1.8°C) seawater mass is formed from October through December due to convection caused by both the heat
flux from the sea surface to the atmosphere (Q > 100 W/m2) and from bottom sediments to seabed layer (q ≤ 10 W/m2).
During next stage the brine rejection from sea ice produces near-bottom brine water layer (up to 35 psu) with thickness
from 1 to 4 m. The heat from the sediments is accumulated by the near-bottom layer due to excess density of brine and
the temperature of the brine water gradually increases by 1°C or more. The last stage is observed when the ice thickness
becomes maximal, when both the egress of heat to the atmosphere and the brine rejection stop. At this the heat that
fluxes from the sediments (q ≤ 1 W/m2) to the near-bottom brine water results in decrease its density and destruction of a
two-layer structure of seawater. Mentioned peculiarities of thermohaline structure determine distribution of hydrochemical
parameters and processes of organic matter productivity and destruction in the Bay, in particular destruction of seasonal
hypoxia in late fall, phytoplankton bloom under the ice and formation of local areas of low oxygen content in winter.
Key words: thermohaline structure, CTD-measurements, ice cover, heat fl ux, brine, Amurskiy Bay, near-bottom
warm brine water.
В начале холодного сезона морские воды северной части Амурского залива
обладают устойчивой стратификацией, которая постепенно трансформируется под воздействием выхолаживания и термохалинной конвекции. К моменту образования ледяного
*ЛАЗАРЮК Александр Юрьевич – кандидат технических наук, старший научный сотрудник (Тихоокеанский
океанологический институт им. В.И. Ильичёва ДВО РАН, Владивосток), научный сотрудник (Дальневосточный федеральный университет, Владивосток), ЛОБАНОВ Вячеслав Борисович – кандидат географических наук,
заместитель директора, ПОНОМАРЁВ Владимир Иванович – кандидат физико-математических наук, ведущий
научный сотрудник (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичёва ДВО РАН, Владивосток).
*E-mail: lazaryuk@poi.dvo.ru
Исследования выполнены при поддержке грантами РФФИ (проект № 11-05-98610-p_восток_a) и ДВО РАН
(№ 12-III-А-07-121 и 12-III-А-07-129).
59
покрова воды залива практически однородны по вертикали. Ранее предполагалось, что
при формировании льда поступающий в воду холодный рассол вовлекается в перемешивание [5] и квазиоднородная стратификация сохраняется на большей части акватории залива [3, 9, 10, 13]. Отдельные аномалии в профилях температуры и солености, повышение
на 0,3°С и 0,3 епс, наблюдавшиеся в некоторых батометрических сериях в прибрежной
зоне, относили к результатам смешивания речных вод с рассолом [7]. Однако CTД-зондирования, выполненные зимой 2005 г., показали наличие относительно теплых высокосоленых вод в придонном слое на большей части исследуемой акватории Амурского залива
[11]. При средней толщине этого придонного слоя около 2 м его температура на 0,6–0,8 °С
была выше средней температуры вод вышележащей толщи.
В работах по исследованию теплового потока на границе донные осадки–водный слой
[1, 2, 14] показано, что летом осадки северной части Амурского залива аккумулируют достаточное количество тепловой энергии, чтобы в период льдообразования нагревать придонный слой холодной высокосоленой воды толщиной 2–3 м на 1°С и более.
Таким образом, во внутренней мелководной части залива в период формирования ледяного покрова и зимней конвекции наблюдается вертикальная расслоенность вод, которая ранее подробно не исследовалась. Пространственно-временная изменчивость этой
вертикальной структуры в течение холодного периода года остается неизвестной. Цель
данной работы – выявить закономерности эволюции слоистой термохалинной структуры
вод на акватории Амурского залива под ледяным покровом от начала ее формирования до
полного разрушения.
Материалы и методика
Измерения проводились на акватории северной части Амурского залива в 2 этапа: с 8 октября по 11 ноября 2010 г. с борта НИС «Малахит» и с 21 декабря 2010 г. по
25 марта 2011 г. со льда. Для этого использовались автономные CTД-зонды XR-620 (RBR,
Канада) и SBE-19plus (SBE, США). Последний кроме основных датчиков (температуры,
электропроводности и давления) дополнительно был оснащен датчиками растворенного кислорода, флуоресценции, мутности и освещенности. При работах со льда чаще использовался зонд XR-620, имеющий большую компактность (диаметр ограждения 12 см).
С его помощью получено более 600 профилей температуры и солености морской воды в
Амурском заливе. Габариты зонда SBE-19plus (торцевая диагональ решетки ограждения
более 35 см), а также наличие помпы и проточной системы существенно ограничивали его
применение в зимних условиях. Поэтому дополнительные океанографические характеристики (освещенность, мутность, концентрации растворенного кислорода и хлорофилла
«а») были измерены только на 180 станциях, из которых около 100 были сделаны со льда.
Во время зимних съемок измерялась также толщина ледового покрова.
Большинство наблюдений в осенний и зимний сезоны сделаны на разрезе Т, пересекающем Амурский залив вдоль широты 43º12' (рис. 1а). При протяженности разреза около
13 км станции располагались на расстоянии 100–500 м при работах с ледяного покрова
и 1–3 км при съемке с судна. Глубина моря вдоль разреза не превышала 20 м (рис. 1д).
Наблюдения на разрезе Т повторялись 4 раза в осенний сезон (8 и 20 октября, а также 1 и
11 ноября 2010 г.) и более 10 раз зимой. CTД-зондирования проводились также на разрезах
Н вдоль долготы 131º52' и С вдоль широты 43º13'.
Большая продолжительность натурных наблюдений (6 мес), а также эксплуатационные особенности и технические различия зондов XR-620 и SBE-19plus [8] потребовали
сравнения метрологических характеристик и показаний датчиков. Измерительные каналы
электропроводности и температуры зондов тестировались в диапазоне от +25 до –1,7°С
на лабораторном стенде ТИНРО-Центра в январе 2011 г. Оборудование стенда – термостатическая ванна Hart (США) и солемер Autosal (Канада) – обеспечивает определение
60
Рис. 1. Рельеф дна северной части Амурского залива и схема станций, выполненных зимой 2011 г. (а) на разрезах Н (в) и Т (д), а также толщина льда (d), измеренная на станциях: б – ст. 1Н, 18 января, ст. 2Н, 21 февраля,
г – ст. 1Т, 13 января, ст. 2Т, 2 февраля, ст. 3Т, 14 марта
температуры и солености с погрешностями не хуже ±0,002°C и ±0,003 епс. Кроме того, на
14 гидрологических станциях были проведены интеркалибровочные эксперименты. Всего
с октября по март получено более 50 пар профилей температуры и солености, синхронно
измеренных обоими зондами.
Показания датчиков SBE-43 Oxygen и WETStar fluorometer сравнивались с результатами измерений содержания растворенного кислорода в пробах воды методом Винклера и
содержания хлорофилла «а» методом флуоресцентной спектроскопии (измерения выполнены в ТОИ ДВО РАН С.Г. Сагалаевым и С.П. Захарковым). Для этого пробы воды отбирались дважды в марте на станции Т23 с 5–6 горизонтов с помощью батометра Нискина
параллельно с CTД-измерениями SBE-19plus при благоприятных погодных условиях. По
результатам тестов и экспериментов были определены поправочные коэффициенты.
При обработке CTД данных использовались рекомендации производителей приборов
[15] и программные продукты, разработанные авторами статьи [6]. Погрешности измеренных характеристик составляют: глубины погружения прибора ±0,15 м, температуры
±0,005°C, солености ±0,005 епс, содержания растворенного кислорода ±5% и хлорофилла
«а» ±10%.
Метеорологическая информация получена по показаниям метеостанции Владивосток-гора Приморского управления по гидрометеорологии и мониторингу окружающей
среды (WMO_ID=31960, http://rp5.ru).
Результаты наблюдений
Атмосферные процессы в осенний сезон на юге Приморья характеризуются
понижением температуры воздуха и усилением ветра северных румбов. Под воздействием ветрового перемешивания и термической конвекции устойчивая летняя стратификация
вод Амурского залива постепенно разрушается [3, 7, 9, 13].
61
В период исследований (с 8 по 20 октября 2010 г.) средние суточные значения температуры воздуха резко понизились на 9°С (рис. 2). В это время
доминировал ветер северных румбов со
скоростью до 10 м/с. Ветер южных румбов (1–4 м/с) имел меньшую повторяемость.
На рис. 3 представлена трансформация гидрологических характеристик на
станции Т23, расположенной в середине разреза Т (глубина 19,5 м). В период с 8 по 20 октября толщина верхнего
квазиоднородного слоя (ВКС) морской
Рис. 2. Средняя суточная приземная температура воздуха
воды на станции увеличилась на 3 м,
(Ta) на метеостанции Владивосток-гора с октября 2010 г.
температура ВКС понизилась на 3°С,
по апрель 2011 г. и среднемноголетняя суточная темперасоленость и содержание кислорода
тура (Θa) за период 1996–2010 гг. (http://rp5.ru)
практически не изменились и сохранялись на уровне 31,8 епс и 6,3 мл/л, соответственно, а содержание хлорофилла «а» в этом
слое уменьшилось в 1,5 раза – от 7 до 4,6 мг/м3.
В начале ноября температура воздуха понизилась до отрицательных значений и достигла –3°С, скорость ветра северных румбов возросла до 20 м/с, а южных оставалась на
прежнем уровне. С 20 октября по 11 ноября параметры термохалинной структуры исследуемой акватории существенно изменились: соленость верхнего слоя возросла на 1 епс,
а температура понизилась на 5,5°С. В вертикальном распределении растворенного кислорода отмечался минимум в придонном слое, а в распределении хлорофилла «а» – промежуточный и придонный максимумы, которые к 11 ноября практически исчезли. Структура
столба воды трансформировалась в квазиоднородную по всем измеренным параметрам
(рис. 3).
В ноябре–декабре 2010 г. трансформация структуры вод Амурского залива происходила преимущественно под влиянием интенсивного северного ветра и выхолаживания.
Среднесуточные значения температуры воздуха ниже 0°С установились после 22 ноября,
на 8 дней позже среднемноголетнего срока (рис. 2). В дальнейшем, до начала февраля
2011 г., среднедекадные значения температуры воздуха соответствовали среднемноголетним. При этом во второй половине декабря наблюдались значительные внутридекадные
аномалии. Резкое похолодание с 13 по 17 декабря до –17°С сменилось оттепелью с дневными температурами до +1°С, продолжавшейся 4 сут, и последующим похолоданием
Рис. 3. Вертикальные профили температуры (T), солености (S) морской воды, концентрации растворенного кислорода (DO) и хлорофилла «а» (Chl-a), измеренные зондом SBE-19plus на станции Т23 8 октября (1), 20 октября
(2), 1 ноября (3) и 11 ноября (4) 2010 г.
62
с ночными температурами до –20°С. В январе 2011 г. положительные аномалии отсутствовали и температура воздуха не превышала –13°С. В феврале оттепели наблюдались
дважды – в начале и середине месяца. В течение марта температурный фон постепенно
возрастал от –10 до +4°С.
В 2010 г. сплоченный ледяной покров на акватории залива с глубинами до 12 м окончательно сформировался в виде припая только к концу второй декады декабря и по толщине
был неоднороден. Припай в районе мыса Красный имел ширину не более 2 км. Толщина
льда, измеренная 24 декабря на станциях разреза Т вблизи берега, достигала 30 см на
участках торошения, а в застывших разводьях не превышала 15 см.
Первые серии CTД-измерений со льда производились зондом XR-620 и только на
станциях восточной части разреза Т с удалением от берега до 3 км. Результаты съемок,
выполненных 3, 4 и 5 января 2011 г., представлены на рис. 4. По наблюдениям 3 января в
придонном слое на склоне была обнаружена область относительно теплых (T > –1°С) вод
с соленостью около 33,65 епс. Последующие съемки показали замещение этих вод более
холодными и солеными.
Припай на акватории Амурского залива севернее 43º10' с.ш. установился к концу первой декады января. Поперечная разрез Т был продлен до 6 км. Дальнейшему продвижению по льду на запад, в сторону бухты Песчаная, препятствовало разводье шириной около
15 м и протяженностью 5 км от южной кромки припая. Большая часть ледяного покрова,
расположенного на удалении от 2 до 6 км от берега, была практически однородной по
толщине – около 30–33 см (см. профиль 1Т на рис. 1г). Январские морозы с устойчивыми
среднесуточными температурами ниже –13°С обеспечили рост толщины льда со скоростью в среднем 1 см/сут. В этот период благодаря поступающему из льда рассолу соленость вод залива увеличивалась в среднем на 0,015 епс/сут.
По данным CTД-съемки на разрезе Т, к 11 января в центре залива образовалась однородная по температуре (–1,74°С) водная масса с минимальной стратификацией по солености (34,03–34,10 епс). На станциях, расположенных восточнее, в 3–5 км от берега,
наблюдалась характерная двухслойная структура: толстый квазиоднородный верхний холодный слой вод толщиной до 15 м с температурой –1,75°С и соленостью около 34,0 епс
Рис. 4. Температура (а, б, в) и соленость (г, д, е), измеренные 3, 4 и 5 января 2011 г., соответственно, зондом
XR-620 на поперечном разрезе Т в Амурском заливе
63
Рис. 5. Температура (а) и соленость (б), измеренные 11 (1), 18 (2) и 25 (3) января 2011 г. зондом XR-620 на станции Т23, а также распределение этих характеристик в соответствующие сроки на разрезе Т при удалении от
берега на 6 км
и придонный слой толщиной около 4 м с повышенными значениями температуры и солености (–1,4°С и 34,1 епс) (рис. 5). Еще ближе к берегу на станциях с глубинами менее 15 м
термохалинное расслоение практически отсутствовало. Съемки, выполненные 13, 18, 21,
25 и 29 января, показали быстрое распространение относительно теплых вод повышенной солености в придонном слое на глубинах более
15 м. При этом их температура и соленость постепенно возрастали до –0,7°С
и 34,8 епс. В верхнем слое
вод также отмечалось увеличение температуры и
солености, но в меньшей
степени. На протяжении
января эти параметры росли в среднем на 0,005°С и
0,015 епс за каждые сутки.
Придонный слой теплых высокосоленых вод
отчетливо
выделяется
у подножия и на склоне
мелководья в северной
части исследуемого района, что хорошо видно на
разрезе Н, ориентированном вдоль оси Амурского
Рис. 6. Температура (а, б) и соленость (в, г), измеренные 18 января (а, в)
залива (рис. 6). В период
и 21 февраля (б, г) 2011 г. зондом XR-620 на станциях разреза Н вдоль
131º52' в.д.
увеличения толщины льда
64
и интенсивной соленостной конвекции (18 января 2011 г.) на разрезе Н наблюдался горизонтальный градиент солености в верхнем слое вод. При стабилизации толщины льда и
прекращении соленостной конвекции (21 февраля) горизонтальный градиент практически
исчез, но сформировался вертикальный градиент солености по всей водной толще.
При благоприятных погодных и ледовых условиях 2 февраля были выполнены наблюдения на всем протяжении разреза Т. Работы проводились с использованием зонда SBE-19plus.
В этот период в восточной части разреза толщина льда составляла 50–54 см и была на 20%
больше, чем в западной (40–42 см) (разрез 2Т на рис. 1г), что обусловлено более поздним
формированием западного ледяного поля, примыкающего к бухте Песчаная. В конце декабря произошел взлом и вынос молодого льда из этой части залива, поэтому западный участок припая площадью 20–25 км2 сформировался на неделю позже.
Гидрологические характеристики на разных участках разреза Т показаны на рис. 7.
ВКС восточной части был более холодным (на 0,1°С), менее соленым (на 0,1 епс) и имел
более высокое содержание хлорофилла «а», чем ВКС в западной части. Интересной особенностью является пониженное содержание растворенного кислорода и хлорофилла «а»
в придонном слое теплых высокосоленых вод на глубинах более 15 м в центральной части
разреза.
Продолжительные оттепели 1–7 и 18–24 февраля замедлили льдообразование. В этот
период рост льда на разрезе Т был минимальным – 1–2 см за 20 сут. В последующие три
недели наблюдались противоположные тенденции в изменении толщины льда в западной
и восточной частях разреза: в западной части лед нарастал от 41–44 до 46–48 см, в восточной его толщина уменьшилась с 49–52 до 46–49 см (профиль 3Т на рис. 1г).
Неравномерность
нарастания ледяного
покрова в северной и
южной частях исследуемого района заметна по данным анализа
съемок, выполненных
18 января и 21 февраля на разрезе Н вдоль
оси залива (рис. 1б и
6). В северной части
разреза Н, который
расположен в 4–7 км
от устья р. Раздольная,
21 февраля наблюдалась существенно
большая толщина льда
(70–77 см), чем в южной (50–55 см). Увеличение толщины льда за
период с 18 января по
21 февраля составило
20–25 см на севере и
10–15 см на юге.
Разрушение сплоченного ледяного покрова в Амурском заРис. 7. Температура (а, б), соленость (в, г), содержание хлорофилла «а» (д, е)
ливе в 2011 г. началось
и растворенного кислорода (ж, з), измеренные 2 февраля (а, в, д, ж) и 14 марта
(б, г, е, з) 2011 г. на станциях поперечного разреза Т в Амурском заливе
во второй половине
65
марта. Западный сектор залива освобождался ото льда быстрее восточного, где полное
разрушение ледового припая произошло 31 марта. Толщина льда в этом районе в течение
последней декады марта сокращалась неравномерно – от 0,4 до 1 см в сутки. Таяние льда
привело к образованию тонкого (до 2 м) подледного распресненного (≤ 33,2 епс) слоя относительно теплых (≥ –0,5°С) вод.
Изменение океанографических характеристик во времени на протяжении ледового периода 2010/11 г. на станциях Т23 и Т4 показано на рис. 8. Соленость верхнего слоя достигла максимума (34,36 епс) к началу оттепели 2 февраля, а в придонном слое высокосоленых
вод (34,81епс) – на 11 дней позже (рис. 8б). Снижение интенсивности льдообразования
в начале февраля привело к сокращению поступления рассола в воды залива. Со второй
декады февраля и по март включительно соленость в обоих слоях плавно уменьшалась в
среднем на 0,015 епс каждые сутки. В то же время температура верхнего квазиоднородного слоя непрерывно увеличивалась на 0,005°С/сут. В водном слое у дна температура изменялась нелинейно. К 21 января температура этого слоя достигла промежуточного максимума (–0,7°С), позднее вплоть до 9 февраля плавно понизилась до –1,2°С, а к 10 марта
вновь выросла до –0,6°С (рис. 8а).
В верхнем квазиоднородном слое средние значения концентрации хлорофилла «а» на
станциях поперечного разреза Т в конце декабря–начале января были низкими. В дальнейшем, с момента возникновения подо льдом устойчивой двухслойной термохалинной стратификации и до прекращения процесса интенсивного льдообразования (начало февраля),
во всей толще верхнего слоя до глубин 15–17 м наблюдался быстрый рост концентрации
хлорофилла «а» – до 0,4 мг/м3 в сутки (рис. 7д, 8в). Последующий период характеризовался столь же быстрым падением концентрации хлорофилла до значений менее 0,4 мг/м3 к
началу марта (рис. 7е). В тонком подледном слое во второй половине марта концентрация
хлорофилла достигала 30 мг/м3.
Рис. 8. Изменение значений температуры (а), солености (б), содержания хлорофилла «а» (в) и растворенного кислорода (г) на станциях Т23 и Т4 в Амурском заливе в период с 21 декабря 2010 г. по 25 марта 2011 г. Цифрами на
графиках обозначены водные слои: 1, 3 – верхний слой, гл. 1–17 м (ст. Т23 и Т4, соответственно); 2 – придонный
слой, гл. 17–20 м (ст. Т23)
66
Содержание растворенного кислорода в верхнем слое вод повышалось практически
монотонно и в середине февраля составляло 10,8–11,2 мл/л. Затем оно несколько понизилось, оставаясь к концу марта на довольно высоком уровне – 7,5–10,0 мл/л (рис. 8г).
Обсуждение результатов
Наблюдения, выполненные на акватории северной части Амурского залива в
осенне-зимний период 2010/11 г., позволяют оценить пространственно-временную изменчивость термохалинной структуры вод залива в холодный период года. В ее эволюции
можно выделить три стадии.
На первой стадии, с конца октября по конец декабря, под влиянием интенсивного ветрового перемешивания и термохалинной конвекции формируется однородная вертикальная структура. Температура воздуха понижается до минимальных значений, образуется
ледяной покров толщиной 15–20 см, а выделяемый льдом рассол значительно повышает
средние значения солености вод. Поток тепла от донных осадков в водный слой [1, 2]
усиливает конвекцию.
Преобладание в этот период северного ветра способствует усилению водообмена
между северной и южной частями Амурского залива через Муравьёвский порог, а также водообмена с Уссурийским заливом через прол. Босфор Восточный. Поступление в
придонный слой вод из открытой части зал. Петра Великого повышает соленость охваченной конвекцией толщи вод Амурского залива. Отмеченные нами резкие короткопериодные изменения океанографических характеристик на станциях осенью и в начале зимы
(рис. 3, 4) указывают на интенсивность горизонтальной адвекции вод в заливе.
В период осенних наблюдений адвективные и конвективные процессы способствовали сокращению теплового запаса вод исследуемой акватории Амурского залива. Суммарное теплосодержание столба жидкости на станции Т23 за 34 дня понизилось на
5 МДж. Выделить вклад каждого из указанных процессов сложно, так как дополнительные параметры (скорости течений, ветра, атмосферной влажности) не измерялись. Тем
не менее, полагая, что вклад эффекта адвекции тепла течениями не превышает 30–40 %
от изменения теплосодержания, поток тепла от поверхности воды в атмосферу можно
оценить в 100–150 Вт/м2. Эта оценка примерно соответствует средним за осенний сезон
значениям суммарного потока тепла для зал. Петра Великого [7].
Наблюдения показывают, что на акватории Амурского залива с глубинами до 20 м средние по вертикали значения температуры и солености изменялись на протяжении осеннего
периода со скоростью –0,2°С/сут и +0,02 епс/сут. В результате к началу второй декады
ноября устойчивая стратификация вод благодаря термохалинной конвекции разрушается
и формируется квазиоднородный по вертикали от поверхности до дна слой воды. В последующие декады ноября–декабря температура этого слоя понижается до –1,6…–1,8 °С.
Вторая стадия эволюции термохалинной структуры вод отмечается в январе–начале февраля. В этот период при устойчивой низкой отрицательной температуре воздуха толщина
ледяного покрова увеличивается со средней скоростью 1 см/сут и достигает 50–60 см. Часть
выделившегося при льдообразовании рассола накапливается в придонном слое морской
воды, соленость которой на 0,5 епс больше, чем в вышележащем слое. В результате в заливе
образуется двухслойная термохалинная структура с характерным придонным слоем относительно теплых (–1,4…–0,7 °С) высокосоленых (34,3–34,6 епс) вод.
Физические процессы, способствующие формированию теплых высокосоленых вод
придонного слоя, требуют дополнительного исследования. По нашему мнению, этот слой
может формироваться за счет двух основных процессов – потока тепла от дна и смешения теплой распресненной воды эстуарной зоны р. Раздольная и холодной высокосоленой
воды зал. Угловой. Предполагаемый район смешения – мелководье между о-вом Речной,
п-овом Де-Фриза и о-вом Скребцова. Тепло, накопленное донными осадками в летний
67
сезон, постепенно отдается в придонный слой морской воды в холодный период года. Поток тепла на границе раздела дно–вода к началу ледостава (декабрь) составляет около
10 Вт/м2. В дальнейшем он уменьшается в 2–2,5 раза в каждый последующий месяц [1,
14], а в апреле вновь начинается накопление тепла осадками [1, 2].
Другой механизм образования придонного слоя теплых высокосоленых вод связан с
его возможной адвекцией из вершины Амурского залива в глубокую центральную часть.
Под действием низких температур воздуха водные слои на мелководье залива (глубины до
6 м) интенсивно выхолаживаются и, как правило, уже к концу ноября достигают температуры замерзания [5, 7, 9]. В это время появляются начальные формы льда. Однако формирование вдольбереговых полей сплошного льда замедляется из-за воздействия ветра. При
этом интенсивный рост льда и его вынос способствуют быстрому осолонению вод залива
в его вершине и их последующей адвекции вниз по склону в придонном слое. Имея более
низкую соленость, воды северной мелководной части залива замерзают при менее низкой
температуре, чем воды его центральной глубоководной части.
Иллюстрацией этого процесса является распределение температуры и солености на
разрезе Н, ориентированном вдоль оси залива (рис. 6). Придонный слой теплых высокосоленых вод отчетливо выделяется у подножия склона и на склоне мелководья, где расположен район предполагаемого смешения распресненных и высокосоленых вод. Другим
свидетельством в пользу адвективного механизма образования придонного слоя теплых
высокосоленых вод служат наблюдения на разрезе Т в январе (рис. 4 и 5), когда этот слой
присутствовал только на части разреза и изменял свое положение.
В действительности, видимо, имеют место оба указанных выше механизма, при этом высокая соленость придонных вод позволяет аккумулировать тепло, поступающее от донных
осадков, и обеспечивает вертикальную однородность за счет внутрислойной конвекции.
Третья стадия эволюции термохалинной структуры вод Амурского залива охватывает
период с середины февраля до конца марта, когда в результате повышения температуры воздуха, прекращения нарастания льда и последующего его таяния придонный слой
теплых высокосоленых вод трансформируется и постепенно разрушается при отсутствии
процесса осолонения. Отмеченное с начала февраля снижение интенсивности льдообразования приводит к сокращению поступления рассола в воды залива. Соленость понижается во всех слоях в среднем на 0,015 епс каждые сутки, а температура увеличивается со
скоростью 0,005°С/сут (рис. 8). Уменьшение солености и рост температуры в придонном
слое, обусловленный поступлением тепла от донных осадков, способствуют ослаблению
стратификации плотности на верхней границе придонного слоя. Выше происходит формирование ступенчатой термохалинной структуры, обусловленной процессом двойной
диффузии. В дальнейшем двухслойная структура вод залива полностью разрушается.
Проведенные наблюдения показывают значительное влияние речного стока на гидрологические условия в заливе. Это проявляется в пространственной неоднородности как
термохалинной структуры вод, так и процесса льдообразования. Толщина льда в северной
части залива, вблизи устья р. Раздольная, на 20–25 см больше, чем в южной (рис. 1б).
При этом подледный слой северной части содержит распресненные воды эстуарной зоны
с соленостью менее 34,0 епс и повышенной температурой (более –1,4°С). Под влиянием
речного стока в конце февраля–начале марта соленость подледного слоя воды в западной
части залива была несколько ниже (33,0–33,4 епс), чем в восточной (33,4–33,7 епс), что
обусловило разнонаправленные изменения толщины льда: нарастание ледового покрова
на западе и уменьшение его толщины на востоке.
Отмеченные особенности термохалинной структуры и динамики вод Амурского залива оказывают влияние на распределение гидрохимических характеристик и процессы
продукции и деструкции органического вещества. Как известно, в летний период в придонном слое залива на глубинах более 17 м формируется область гипоксии – зона, в которой практически отсутствует кислород (концентрации менее 2 мл/л), и это явление
68
сохраняется до конца октября [12]. Уменьшение содержания растворенного кислорода у
дна с 4 до 1,6 мл/л, зарегистрированное на станции Т23 в период с 8 октября по 1 ноября, очевидно, вызвано остаточным эффектом разрушающейся зоны сезонной гипоксии.
Осенью северные ветры индуцируют апвеллинг в зал. Петра Великого и способствуют
затоку холодных вод в Амурский залив [4, 9, 12]. Измерения, выполненные в октябре на
станциях продольного разреза Н, показали, что через прол. Босфор Восточный в Амурский залив поступает холодная (4–6 °С) соленая (33,8–34,0 епс) морская вода с относительно высоким содержанием кислорода (5–6 мл/л). В этот период проявления гипоксии
сохранялись на станциях в районе п-ова Песчаный и восточнее Муравьёвского порога на
глубинах более 18 м. Однако в дальнейшем из-за разрушения слоя сезонного пикноклина
аномально низкие концентрации кислорода у дна исчезли (рис. 3). Таким образом, вертикальное перемешивание вод залива в конце осеннего периода обеспечивает восстановление высокого уровня содержания кислорода в придонном слое.
Тем не менее повторение гипоксии возможно и в зимний период (рис. 7ж, з). Высокий уровень хлорофилла «а» в верхнем слое (рис. 7д, е) обусловливает поступление избытка органического вещества в придонный слой. Его последующее окисление приводит к понижению концентрации кислорода. Значительный скачок плотности на границе
между этими слоями препятствует турбулентному перемешиванию и обмену свойствами. Наблюдавшиеся в феврале–марте низкие концентрации кислорода в придонном слое
(до 4–6 мл/л) не достигали уровня гипоксии, но были значительно ниже, чем в вышележащих водах (10–11 мл/л). Однако можно предположить, что в условиях более высокой продукции фитопланктона и ослабленного обмена на границе слоев в придонном слое Амурского залива возможно формирование локальных областей гипоксии и в зимний сезон.
Заключение
Цикл наблюдений, выполненных на акватории северной части Амурского залива с использованием СТД-зондов, обеспечивающих высокое вертикальное разрешение,
позволил получить новые данные о пространственно-временной структуре полей океанографических характеристик и ее изменчивости на протяжении осенне-зимнего сезона.
Анализ данных показывает, что термохалинная структура вод в холодный период года
имеет три стадии эволюции.
На первой стадии (с конца октября по конец декабря) под влиянием термохалинной
конвекции формируется однородная вертикальная структура в северной части залива. Поток тепла от донных осадков в водный слой усиливает конвекцию. Температура воздуха
в течение этой стадии понижается до минимальных значений, лед нарастает до 15–20 см,
а выделяемый из льда рассол значительно повышает средние значения солености вод.
Температура квазиоднородной по вертикали массы воды достигает предельных значений
(–1,8°С).
На второй стадии (в январе–начале февраля) при отрицательной температуре воздуха образуется двухслойная термохалинная структура с характерным придонным слоем
относительно теплых (–1,4…–0,7 °С) высокосоленых (34,3–34,6 епс) вод. В этот период толщина ледяного покрова увеличивается со средней скоростью 1 см/сут и достигает
50–60 см. Часть выделившегося при льдообразовании рассола накапливается в придонном
слое морской воды, соленость которой становится на 0,5 епс больше, чем в вышележащем
слое. Более плотная вода придонного слоя аккумулирует тепло, поступающее из донных
осадков. В толще верхнего квазиоднородного слоя активно развивается фитопланктон,
увеличивая концентрации хлорофилла «а» до 10 мг/м3 и более. В придонном слое концентрация кислорода уменьшается.
На третьей стадии (с середины февраля до конца марта) на фоне повышения температуры воздуха, прекращения нарастания льда и последующего его таяния придонный слой
69
теплых высокосоленых вод трансформируется и постепенно разрушается при отсутствии
процесса осолонения. Разрушение этого слоя происходит за счет циркуляции и конвекции,
обусловленной потоком тепла от донных осадков. Соленость понижается во всех слоях в
среднем на 0,015 епс каждые сутки, а температура увеличивается со скоростью 0,005°С/сут.
Концентрации фитопланктона остаются на довольно высоком уровне, отмечается цветение в поверхностном распресненном слое.
Полученные результаты измерений и выводы могут использоваться для численного
моделирования эволюции ледяного покрова, термохалинной структуры, циркуляции вод и
сопутствующих термодинамических и биогеохимических процессов в Амурском заливе.
Авторы благодарят доктора географических наук Ю.И. Зуенко за полезные замечания по статье.
ЛИТЕРАТУРА
1. Буров Б.А., Лазарюк А.Ю., Лобанов В.Б. Исследование теплового потока на границе вода–донные осадки
в Амурском заливе Японского моря в зимний период // Океанология. 2013 (в печати).
2. Буров Б.А. Математическое моделирование профилей температуры в донных осадках Амурского залива
Японского моря // Современное состояние и тенденции изменения природной среды залива Петра Великого
Японского моря / под ред. акад. В.А. Акуличева. М.: ГЕОС, 2008. С. 435–437.
3. Григорьев Р.В., Зуенко Ю.И. Среднемноголетнее распределение температуры и солености в Амурском
заливе Японского моря // Изв. ТИНРО. 2005. Т. 143. С. 179–188.
4. Звалинский В.И., Лобанов, В.Б., Захарков С.П., Тищенко П.Я. Хлорофилл, замедленная флуоресценция и
первичная продукция в северо-западной части Японского моря осенью 2000 г. // Океанология. 2006. Т. 46, вып. 6,
№ 1. С. 27–37.
5. Зубов Н.Н. Морские воды и льды. М.: Гидрометеоиздат, 1938. 453 с.
6. Лазарюк А.Ю. Коррекция динамической погрешности данных глубоководных гидрологических
наблюдений с помощью CTD-зондов (CTDdata_cor). Свидетельство о государственной регистрации программы
для ЭВМ № 2010617298. Правообладатель: ТОИ ДВО РАН. Зарегистрировано в реестре 01.11.2010.
7. Ластовецкий Е.И., Вещева В.М. Гидрометеорологический очерк Амурского и Уссурийского заливов.
Владивосток: Владивосток. гидрометеорол. обсерватория, 1964. 264 с.
8. Левашов Д.Е. Техника экспедиционных исследований: инструментальные методы и технические средства
оценки промыслово-значимых факторов среды. М.: Изд-во ВНИРО, 2003. 400 с.
9. Лучин В.А., Тихомирова Е.А., Круц А.А. Океанографический режим вод залива Петра Великого (Японское
море) // Изв. ТИНРО. 2005. Т. 140. С. 130–169.
10. Лучин В.А., Сагалаев С.Г. Океанологические условия в Амурском заливе (Японское море) зимой 2005 г.
// Изв. ТИНРО. 2005. Т. 143. С. 203–218.
11. Пономарев В.И., Лобанов В.Б., Рудых Н.И., Воронин А.А., Мельниченко Н.А., Кушнир П.Г., Тювеев А.В.
Структура вод Амурского залива в период зимней конвекции // Гидрометеорология Дальнего Востока и
окраинных морей Тихого океана. Владивосток: ДВНИГМИ, 2005. С. 57–59.
12. Тищенко П.Я., Лобанов В.Б., Звалинский В.И., Сергеев А.Ф., Волкова Т.И., Колтунов А.М., Михайлик Т.А., Сагалаев С.Г., Тищенко П.П., Швецова М.Г. Сезонная гипоксия Амурского залива (Японское море)
// Изв. ТИНРО. 2011. Т. 165. С. 108–129.
13. Юрасов Г.И., Ванин Н.С., Рудых Н.И. Особенности гидрологического режима зал. Петра Великого в
осенне-зимний период // Изв. ТИНРО. 2007. Т. 148. С. 211–220.
14. Lazaryuk A., Burov B., Lobanov V., Ponomarev V. Seawater structures and heat flux from sediments in the
Amurskii Bay during cold season // Abstr. book of The 2nd Russia-China Sympos. on Marine Science «Marine Environmental and Resources in XXI Century», Vladivostok, Russia, 10–13 Oct. 2012. Vladivostok, 2012. P. 82–83.
15. Model SBE-19plus, SEACAT Profiler. Operator’s manual. Sea-Bird Electronics, Inc. USA. – http://www.seabird.com
70