Развитие представлений крупномасштабной циркуляции Охотского моря
История научных исследований течений Охотского моря насчитывает более чем столетнюю историю. В 1874 г. Л.И.Шренком была опубликована первая схема поверхностных течений моря, основанная преимущественно на данных о дрейфе судов и морского льда. В соответствии с климатическими представлениями о преобладании западных и северо-западных ветров главным направлением переноса вод в море на его схеме является северный: из зал.Шелихова вдоль побережья Камчатки - по восточной и вдоль Сахалина - по западной периферии моря. На схеме показан заток вод из Японского моря через пр.Лаперуза и распространение этих вод в Курильской котловине на северо-восток, а также заток тихоокеанских вод в северной части пр.Буссоль. В зал.Терпения показан антициклонический круговорот, а вокрут Шантарских островов - циклонический.
Двадцатью годами позже, опираясь на немногочисленные термохалинные наблюдения, С.О.Макаров (1950) указал на то, что при существующем характере ветрового поля силой Кориолиса будет возбуждаться общая циклоническая циркуляция вод, и вдоль западных берегов KaMчатки должен иметь место южный перенос. Этот факт был подтвержден М.Е.Жданко (1910), опубликовавшего данные бутылочного измерения течений у побережья Западной Камчатки и Северных Курил.
Таким образом, в конце XIX - начале XX вв. в основном на базе косвенных данных уже сложились представления о циклоническом характере общей циркуляции моря и были выделены главные ее элементы - Западно-Камчатское (ЗКТ) и Восточно-Сахалинское (BCT) течения. Причем видимое противоречие между данными Л.И.Шренка о северном потоке вдоль берегов Западной Камчатки и последующим их опровержением С.О.Макаровым и М.Е.Жданко было устранено сообщением И.В.Давыдова (1975а) о том, что восточная ветвь общей циркуляции моря (Западно-Камчатское течение) идет на некотором удалении от берега, и в 20-30-мильной прибрежной полосе существует Северное противотечение. Было также известно, что главными источниками поступления вод в море являются: Тихий океан, откуда вода поступает через Северные Курильские проливы вплоть до пр.Буссоль, Японское море, осуществляющее свое влияние через пр.Лаперуза, и распресненные воды Амурского течения.
Японские публикации по довоенным материалам добавили к вышеуказанным представлениям идею о существовании течения, противоположного Восточно-Сахалинскому по направлению и находящегося мористеe его [Shigепnatsu, 1933; Kajiuга, 1949].
Анализ результатов отечественных экспедиционных работ, проводившихся в Охотском море в начале сороковых годов, позволил А.К.Леонову (1959, 1960) получить более сложную схему горизонтальной циркуляции, в том числе и для центральной части моря, где система течений показана уже в виде ряда круговоротов разного пространственного масштаба (рис. 1,а). В соответствии с ней северное противотечение вдоль Западной Камчатки возникает благодаря антициклоническому круговороту над желобом Лебедя; в зал.Шелихова и Пенжинской губе, вокруг о.Ионы и в западной части Курильской котловины показаны циклонические круговороты, а в заливе Терпения - антициклонический. В центральной части моря меридионально вытянут самый большой круговорот, по-видимому, не связанный с какими-либо отдельными формами топографии моря. Данный круговорот создается завихрением Западно-Камчатского течения, образующимся в районе отклонения его основной ветви по континентальному склону на северо-восток. Одна часть течения увлекается круговоротом на юг и замыкает циклон, а другая его часть даже достигает южного района пр.Буссоль и покидает море. Очень любопытной деталью схемы является течение, инициируемое затоком тихоокеанских вод в пр. Фриза и следующее затем строго на север через все море до широты о-ва Ионы. Однако в работе нет информации о первичных данных, и трудно понять, насколько вышеприведенная конкретизация обеспечена реальными измерениями.
Большее доверие вызывает средне-многолетняя схема К.В.Морошкина (1966), основанная на обобщении 11 тыс. станций (см. рис. 1.в). Схема построена динамическим методом, в качестве отсчетной поверхности взята глубина 2000 м. В соответствии с ней общая циклоническая циркуля
Рис.1. Схемы течений Охотского моря о - по АК.Леонов
ция моря образуется двумя большими круговоротами - около геометрического центра моря и над впадиной Дерюгина. Локальные циклонические круговороты показаны в зал.Шелихова, в центральной части северного шельфа и к северо-востоку от Шантарских островов. Над возвышенностью Лебедя, вокрутостровов Ионы и Уруп, а также в западной части Курильской котловины отмечены локальные антициклонические круговороты.
Созданная в то же время японская схема (Watanabe, 1963) содержит гораздо меньше деталей, а крутовороты над впадиной ТИНРО и в западной части Курильской котловины имеют противоположный аналогичным вихрям Морошкина знак вращения (см. рис. 1, г).
Новым этапом в изучении течений Охотского моря стало применение численных прогностических моделей (Козлов, 1972: Зырянов, 1977). В обоих моделях использовались лишь поверхностные среднемноголетние термохалинные поля, а вертикальное распределение плотности моделировалось приближением Иошида. В силу неправомерности исходного предположения об однообразном вертикальном распределении плотности по всему морю полученные схемы представляют лишь теоретический интерес, но в ходе реализации моделей был получен важный вывод об определяющей роли рельефа дна и эффекта бароклинности в формировании интегральной циркуляции вод при второстепенной роли ветрового поля.
Диагностические расчеты течений по А.С.Саркисяну (Лучин, 1982; 1987) должны были устранить проблему условности выбора отсчетной поверхности, возникающую в случае применения динамического метода. К тому же при создании схемы был использован банк данных, почти в пять раз превышающий объем измерений, использовавшийся К.В.Морошкиным (1966). Однако в самых главных деталях эти схемы идентичны. Весьма существенные различия проявляются при увеличении масштаба рассмотрения и разбиении данных теплого периода по месяцам (Дарницкий и Лучин, данный сборник). Но при том, что авторы не показывают географическое распределение станций, использованных при расчетах, непонятно, не являются ли полученные различия (в том числе и между самими помесячными реализациями) прежде всего следствием расхождений в первичном материале. По-видимому, на среднемноголетних картах не очень правомерно придавать самостоятельное значение вихревым структурам с пространственным масштабом менее 150 - 200 км. Время жизни таких образований - лишь первые месяцы, и за исключением квазистационарных случаев, обусловленных, как правило, особенностями рельефа дна, наложение их за разные сроки будет давать нереалистичные структуры.
На основании результатов экспедиционных исследований Магаданского отделения ТИНРО с 1963 по 1979 г. (более 8000 станций) В.И.Чернявский (1981) представил циркуляцию Охотского моря как систему макро-, мезо- и микрокруговоротов, впервые сделав попытку рассмотреть злементы структуры циркуляции моря раздельно в зависимости от их пространственно-временных характеристик (рис.1 б).
В таблице собраны все найденные нами в публикациях элементы горизонтальной циркуляции моря (за исключением микроциркуляций, упоминающихся в работе В.И.Чернявского (1981)). Как следует из таблицы, циркуляционная система Охотского моря является черезвычайно сложной. Восточное, западное и северное пограничные течения имеют противотечения, знак, да и положение некоторых круговоротов в котловинах и над возвышенностями моря противоречивы, а над банкой Кашеварова, где по теории должен наблюдаться антициклонический вихрь, постоянно присутствует циклон. С одной стороны, многолетнее осреднение полей плотности вроде бы обеспечивает наиболее достоверную, застрахованную от случайностей картину, с другой стороны, при высокой изменчивости гидрофизических полей оно может давать большое разнообразие реализаций, в одинаковой степени отличающихся от наблюдаемых в океане в ABMCTBHTe WEPHOCTM.
Основные черты синоптической циркуляции
Синоптические наблюдения, которые бы охватывали всю акваторию Охотского моря, нам неизвестны. Однако анализ синоптических наблюдений даже на ограниченной акватории представляет огромный интерес, поскольку он дает возможность приблизиться к рассмотрению физических процессов в реальном масштабе времении к пониманию влияния океанографических факторов на биологическую продуктивность.
Западная Камчатка. Важнейшим элементом циркуляции моря в этом районе является Западно-Камчатское течение (ЗКТ). На динамических картах оно выражается традиционно плохо [PICES..., 1995], но его исток - заток Восточно-Камчатского течения через проливы Четвертый Курильский и Крузенштерна хорошо просматривается на температурных картах как в поверхностном [Kurashina et al., 1967], так и в промежуточных слоях [Tabata, 1952].
В марте 1990 г. заток части Восточно-Камчатското течения через пр.Севергина и Крузенштерна инициировавший ЗКТ, был хорошо выражен на карте динамической топографии 0/1000 дБ (рис.2,a). Распространение ЗКТ в северном направлении происходило между изобатами 500 - 1000 м, и резкое отклонение течения на северо-запад совпадало с соответствующим поведением изобаты 500 м. Изогибсой 620 дин.мм обозначалось Компенсационное течение (КТ); между ним и ЗКТ располагалась цепочка антициклонических вихрей диаметром 60 - 80 км.
В декабре 1990 г. ЗКТ шириной около 50 км было выражено в верхнем 300-метровом слое и прижато к бровке шельфа, где между изобатами 50 - 70 м был хорошо выражен шельфовый фронт (рис.3.а (ст.172); б (ст.165 - 166)), а над подошвой склона - южный поток вод (см.рис.2, б).
Основные звеньяторнзонтальной циркуляцин Охотского моря
Pнс.2. Динамическая топография: а - 0/1000 дб. РТМС "Млечный Путъ". март 1990; б-O/500 дб. НИС "Профессор Солдатов". декабрь 1990
Североохоптоморский шельф отличается от шельфа остальной части Охотского моря значительной шириной (250 - 300 км). К сожалению, мы располагаем одним-единственным синоштическим разрезом в этой части моря (рис. 4). Судя по этим данным, увеличение ширины шельфа приводит к формированию здесь океанографической структуры, характерной для шельфов субарктических морей Северного полушария. Над глубинах 50-100 м отмечался фронт, отделяющий воды с однородной структурой отвод двухслойной структуры, а над бровкой шельфа-фронт междyшельфовыми и склоновыми водами. В данном случае структура осложнена влиянием топографического вихря над банкой Кашеварова (см. рис.4). По аналогии с Западной Камчаткой, можно ожидать, что мористее 200 - 250 м на всем протяжении североохотоморского шельфа вдоль фронтабровки последнего сохраняется восточный поток. Противоположное по направлению шельфовое течение - Северо-Охотское противотечение, по В.И.Чернявскому с соавторами (1993), в таком случае, возможно, будет возбуждаться антициклоническими фронтальными вихрями и демонстрировать высокую пространственно-временную изменчивость.
Восточнее участка расширения шельфа шельфовая фронтальная зона имеет однофронтальную структуру. В определенные периоды фронт на этом участке значительно обостряется благодаря влиянию Ямского течения из зал.Шелихова, что дает сильный экологический эффект (Чернявckira, 1970].
На декадных японских картах хорошо видна широкая полынья вдоль всего северо-западного азиатского побережья, от Шантарского залива до Тауйского. Эта прибрежная полынья образуется вследствие преобладания зимой сильных северных и северо-западных ветров. Алфултис и Мартин [Alfultis and Martin, 1987] рассчитали, что в ней образуется тяжелая шельфовая вода со скоростью 0,5 Св. Принимая объем смешения 1:1 или 1:2, получаем, что ее вклад в холодный промежуточный слой моря составляет 1 - 2 Св, что дало бы время для его возобновления 10 - 40 лет.
Сахалинский залив. Особенное значение залива заключается в том, что через него осуществляется связь моря с р.Амур - главным источником распреснения Охотского моря. Амурское течение несет распресненные воды на шельф Восточного Сахалина и на северо-западный шельфморя, где зимой, переохлаждаясь в полыньях исползая в глубоководную часть, они обуславливают распреснение промежуточных слоев сначала Охотского моря, а затем и северо-западной части TxMxoro okeaHa (Kitani, 1973; 1991).
Рис.3. Распределение сигма-Т НИС "Профессор Солдатов", декабрь 1990: а - на разрезе по 52° с.ш., б - на разрезе по 54 с.ш.
Как показали исследования в августе 1992 и 1993 гг., океанографический режим залива отличается резкой изменчивостью. В августе 1993 г. Амурское течение было хорошо выражено в верхнем 10-метровом слое и характеризовалось температурой 12 - 15"Си соленостью менее 20%o, В пределах залива струя течения была приурочена к оси подводной ложбины, являющейся продолжением устья р.Амур. В аналогичный же период предыдущего года в результате продолжительной работы сильных южных - юго-восточных ветров произошли сгон распресненного слоя и замещение вод Амурского течения холодными (4 - 5"С) и более солеными (32,0%o) придонными водами северо-западного шельфа. Вероятно, сгон поверхностного слоя сопровождался общим нагоном вод в северо-восточную часть моря и масштабным апвеллингом на Северо-Восточном побережье Сахалина, результатом чего стали отрыв распресненной струи Восточно-Сахалинского
Рис.4. Распределение температуры (о) воды и солености (б) на разрезе между станциями 2393 - 2383. HMC "AKa AeMHK AJA. Hec MeSH HOBs". 24-A penc. 9 - 11 a BrycTa 1993 r.
течения от свала глубин и его отклонение далеко в открытую часть моря (соленость вод менее 26,0%o отмечалась на расстоянии около 200 км от берега). Эта ситуация привела к блокированию Амурского течения в вершине Сахалинского залива. Температура воды в заливе всего за несколько дней упала на 10°C, а соленость повысилась на 13%o, что привело к массовой гибели планктонной биоты залива (М.В.Вентцель, ВНИРО, частное сообщение).
Восточный Сахалин. Несмотря на то что на среднемноголетних картах течений Восточно-Сахалинское течение выглядит весьма внушительно (Леонов, 1960; Морошкин,1966; Лучин, 1982; Watanabe,1963; ), его существование по крайней мере в теплый сезон ставится некоторыми авторами под сомнение [PICES..., 1995).
Полигонные съемки ВНИРО-ТИНРО 1992 - 1994 гг. показывают ясно выраженный северный поток вдоль континентального склона Восточного Сахалина (рис.5). Однако в декабре 1990 г. основной особенностью крупномасштабной динамики вод было мощное движение вод с севера на юг, как будто основной источник поступления вод в море находился в северо-западной части моря (см. рис.2.б).
На разрезах (см. рис.3) хорошо видно, что положение изохалины 33,2%o (или изопикны 26,6), характеризующей глубину сезонного перемешивания, составляет в восточной части моря около 100 м, а в западной - около 400 м. Столь существенная разница возникает вследствие глубокого опускания распресненных охотоморских вод в процессе зимнего охлаждения и создает мощный бароклинный поток вдоль 147 - 148" в.д. Вероятно, мощность южного потока развивается постепенно, по мере интенсификации процесса охлаждения. Структура течения показывает, что именно пониженная соленость обуславливает повышенную бароклинность потока (см. поля температуры, солености и плотности на рис.3).
Хотелось бы отметить, что наряду с наличием северного потока вод слабое течение на юг все же сохраняется вдоль шельфового фронта (см. рис.5), то есть здесь наблюдается та же закономерность, что и в системе ЗКТ. Еще одна важная деталь - это сохранение присклонового потока южного направления и в летнее время на глубинах более 300 м (рис.6).
Курильская котловина. Вопреки господствовавшему до 90-х годов мнению, что в южной части моря наблюдается общая циклоническая циркуляция, данные последних лет говорят о том, что она носит скорее антициклонический характер и формируется двумя-четырьмя крупными антициклоническими вихрями диаметром 100 - 150 км. Антициклонический характер циркуляции в Курильской котловине подтверждается спутниковыми наблюдениями, а также данными рейсов Японского Рыбохозяйственного Агентства в период 1989 - 1991 гг. (Айзатуллин, Назиров, 1972; Ky3EMMHa, CKAapoB, 1984; PorageB, No6aHoB, 1990; Hatakeyama et al., 1985; Wakatsuchi and Marin, 1990, 1991; PICES., 1995).
Формирование антициклонического круговорота в квазиизолированной котловине Северного полушария - случай нестандартный. Вероятно, этот циркуляционный феномен связан с уникальным соотношением характеристик водных масс, взаимодействующих в этом районе. Одна из гипотез формирования здесь антициклонической циркуляции представлена в работе Вакатуши и MapTH Ha (Wakatsuchi and Martin, 1991].
По нашим наблюдениям, антициклоническая циркуляция в Курильской котловине наблюдается независимо от сезона (см. рис.2, а и 5,a).
Судя по этим данным, антициклоническая циркуляция в южной части Охотского моря является постоянной. В этом случае северная периферия круговорота должна формироваться водами Восточно-Сахалинского течения (перенос с запада на восток вдоль северной периферии котловины), а южная - водами Курильских проливов и течения Соя.
Течение Соя проникает в Охотское море через одноименный пролив и характеризуется повышенными значениями температуры и солености. Оно является продолжением япономорского Цусимского течения, несущего субтропические воды, существенно трансформированные в Японском море в результате взаимодействия океана и атмосферы. Течение испытывает существенные сезонные изменения: максимальное течение наблюдается летом, зимой оно ослабевает 
Рис 6. Распределение сигма-Т на разрезе между станциями 2 238-2229. НИС "Академик Ал. Несмеянов". 21-й рейс. 31 июля - 4 августа 1992 г.
регистрируется только в придонных горизонтах. НОго-восточное направление течения вдоль cеверного берега о-ва Хоккайдо сохраняется и зимой, но подо льдом наблюдаются уже холодные и распресненные поверхностные воды, демонстрирующие связь с Восточно-Сахалинским течением, усиливанощимся в зимнее время.
Обсуждение
Климатические обобщения помогли нам составить представления о генеральной циркуляции Охотского моря и были единственным средством получения достоверной информации о структуре течений в тот период, когда невозможно было охватить надежными и достаточно подробными единовременными наблюдениями акваторию всего моря. Технические средства последних двух десятилетий позволили приблизиться к синоптическому видению процессов в океане и вплотную подойти краскрытию конкретных механизмов взаимодействия биотических и абиотических факторов среды. Политико-экономические условия последних лет не позволили воплотить в жизнь концептуальную программу ВНИРО-ТИНРО по экологии дальневосточных морей. Но и те данные, которые были все же получены, позволяют по-новому взглянуть на многие вопросы региональной океанографии Охотского и Берингова морей.
Исходя из представлений о циркуляции вод этого моря, можно с уверенностью сказать, что картина, создаваемая среднемноголетними осреднениями, мало реальна. Исследования последних лет показывают высокий уровень изменчивости практически всех компонентов циркуляционной системы моря; даже присклоновые течения могут менять свое направление.
Несмотря на то что сезонность в поле течений часто маскируется, бросается в глаза то, что выраженность ВСТ и ЗKT имеет сезонный характер. Кайюра и Шигемату [Kajiura, 1949; Shigematu, 1933) утверждают, что ВСТ нельзя выделить на летних картах динамической топографии. В то же время, наиболее очевидным натурным проявлением существования этого течения является сильный зимний дрейф льда на юг вдоль берегов Восточного Сахалина. На наш взгляд, отмеченный эффект является следствием сезонной перестройки термохалинного поля моря. Подтверждением тому может быть зеркальность ситуаций, иллюстрируемых рис.6 (лето) и рис.3 (зима).
Вода с наибольшей плотностью (27.05) была зафиксирована на северо-западном шельфе Охотского моря на глубине 149 м [Kitani 1973]. Ее соленость составляла 33,5%с, температура была близкак температуре замерзания - минус 1,76°С, а содержание растворенного кислорода - 6,1 мл/л. Автор сделал вывод, что эта вода образовалась в процессе льдообразования у прибрежной полыньи. На декадных японских картах хорошо видна широкая полынья вдоль всего северо-западного азиатского побережья, от Шантарского залива до Тауйского [PICES..., 1995]. Эта прибрежная полынья создается вследствие преобладания зимой сильных северных - северо-западных ветров. Алфултис и Мартин [Alfultis and Martin, 1987] рассчитали, что зимой в ней образуется тяжелая шельфовая вода со скоростью 0,5 Св. На изопикнических картах эта вода просматривается в видепресных языков, огибающих банку Кашеварова с запада. В центральной части моря ее следы
уже не прослеживаются, так как они, вероятно, довольно быстро смешиваются с более солеными водами на своем изопикническом горизонте. Смешение и заглубление смешанных вод до соответствующих изопикн приводит к резкому усилению бароклинности на северо-восточном участке сахалинского континентального склона. Происходит интенсификация Восточно-СахалинCKOTO TeeFHMSI, усиливаемая оклаждением шельфовых Вод на СахаЛИНСКОМ шельфе MCMETTIGHHBM их со склоновыми водами. Процесс интенсификации должен продолжаться весь период образования тяжелых шельфовых вод. Предположение В.И.Чернявского (1981), что зимняя интенсификация циркуляции вод является дрейфовой, начинается с зал.Шелихова, и имеет общий циклонический характер, не согласуется ни с данными наших наблюдений, ни с теоретическими выводами, вытекающими из реализаций прогностических моделей (Козлов, 1972; Зырянов, 1977). По нашему мнению, поток южного направления возбуждается в зимнее время не касательным напряжением ветра (северная la CTE, OxOTCKoro моря, помимо всего прочего, еще и часто закрыта от воздействия ветральдом), а сползанием тяжелых шельфовых вод с северного шельфа моря. Таким образом, циркуляционная система инициируется в холодный период года масшабным течением южного направления вдоль западных берегов моря с выходом в океан через южные Курильские проливы, а перенос с юга на север возникает позднее как компенсационный. TaK. Ka K значительная часть охотоморских вод покидает акваторию моря через южные и средние Курильские проливы, усиление градиентного течения обратного направления начинается с того момента, как интенсификация ВСТ приводит к перепаду уровня между северной и южной частями моря. Поскольку усиление затока вод через северные Курильские проливы начинается не сразу (денивеляция уровня должна начинаться с северо-восточной части моря), то возникающий компенсационный поток не обязательно прижимается к свалу глубин (см. рис.2.б). Если компенсационный поток успеет выровнять уровенную систему до следующего периода образования тяжелых шельфовых вод, наступает период стагнации течений.
Принимая за триггерный механизм интенсификации общей циркуляции моря процесс образования тяжелых шельфовых вод в полыньях северо-западной части моря, необходимо признать важность термического типа зимы. При более суровой и ветреной зимней погоде следует ожидать большее усиление ВСТ. То есть система должна демонстрировать определенное поведение в "теплые" и "холодные" годы. Действительно, сильные межгодовые колебания системы в летнее время хорошо иллюстрируются в работе Фужи и Абе [Fuji апd Abe, 1976]. В частности, язык распресненных вод вдоль Сахалина был хорошо выражен в 1972 и 1973 гг., но отсутствовал в 1969, 1970 и 1974 гг. Сравнение этих данных с данными Г.В.Хена по ледовитости (Khen, 1990) позволяет предположить, что ВСТ хорошо выражено в годы повышенной (т.е. в холодные годы - в рассматриваемый период зто 1972 и 1973 гг.), и плохо - в годы шониженной (т.е. в теплые годы 1969 - 1971, 1974) ледовитости. Для ЗКТ И.В.Давыдовым (1975) отмечена обратная связь.
Обзор работ по взаимосвязи циркуляционных полей с биологической продуктивностью моря (Маркина, Чернявский, 1984; Чернявский и др. 1970, 1975, 1981, 1993; Шунтов и др., 1986) указывает на то, что главным фактором формирования повышенной биопродуктивности является вынос богатых биогенными элементами промежуточных вод в поверхностные слои. Наибольший эффект это имеет тогда, когда вынос локализован во времении пространстве. Такими районами являются шельфовые фронтальные зоны по всему периметру моря и квазистационарные вихреEBIE COTEMI.
Одна из квазистационарных вихревых систем постоянно регистрируется на Западной Камчатке в зоне взаимодействия ЗКТ и Компенсационного течения (КТ). Если считать КТ самостоятельным элементом циркуляции моря, то эти вихри скорее всего имели бы фрикционную природу. Но в рассматриваемом районе ЗКТ встречает на своем пути положительную форму рельефа (отрог континентального склона). Известно, что при подъеме Вод На возвышеHHостъ зHaЧеHие квазигеострофического потенциального вихря уменьшается, и формируется антициклоническая завихренность (Huppert and Bryan, 1976), что и наблюдается в данном случае. Поэтому, эти вихри, вероятно, являются результатом бароклинной неустойчивости ЗКТ и присклонового положеHH TEH, Возможно, идентификация CMOTO ?? связана в основном с тем, что присклоновыми антициклоническими вихрями на их пришельфовой периферии статистически создается поток, противоположный склоновому по направлению. В пользу бароклинной гипотезы вихрегенеза на континентальном склоне Западной Камчатки говорит и слабость ЗКТ (то есть вихреобразование происходит за счет потенциальной, а не кинетической энергии течения).
А.К. Грузевич с соавторами (наст. сборник) отмечают наличие и экологическое значение антициклонических вихрей на сахалинском континентальном склоне. В соответствии с предложенной моделью изменчивости циркуляции моря можно предположить, что в зимнее время, в периодинтенсификации ВСТ, основным механизмом их образования является бароклинная неустойчивость течения, а в летнее - фрикционный сдвиг между вдольфронтальным южным и присклоновым северным потоками. Вблизи северо-восточной оконечности Сахалина дополнительным фактором образования антициклонических вихрей мезомасштаба является захват пресных линз, поставляемых Амурским течением.
Банка Кашеварова является примером топографической вихревой системы, сопоставимой по биологической продуктивности с самыми продуктивными районами Мирового океана (Чернявский и др., 1993). Управляющим механизмом динамики вод в районе банки является вихревой тор, образованный антициклоническим вихрем Тэйлора-Хогта и его циклоническим сателлитом (Карпушин и др., наст. сборник). Тот факт, что на всех известных картах течений района (см.таблицу) над банкой помещается циклонический, а не антициклонический вихрь, авторы объясняют тем, что размеры вихря-сателлита могут значительно превышать диаметр самого вихря Тэйлора (Зырянов, 1985).
По нашим расчетам, внутренний радиус деформации волны Россби для этого района составляет около 10 км при средней частоте Вайсаала - Брента около 2 - 10“ и глубине 500 м. Очевидно, соответственный масштаб должен иметь и вихрь-сателлит (захваченная волна Россби).
Однако постоянно отмечающийся над банкой циклонический вихрь имел диаметр не менее 70 км (т.е. он имел масштабнеровности рельефа, над которым стационирует). Интерпретировать его как инверсионный (накрытый) конус Тэйлора - Хогга также затруднительно, так как здесь не выполняется условие сильной стратификации - число Бургера меньше единицы.
Некоторые авторы относят гомогенность вод над банкой Кашеварова за счет сильного вертикального перемешивания вследствие приливных течений [Kitani and Shimazaki, 1971]. Сузуки и Канари [Suzuki and Kanari, 1986] по довоенным данным построили приливную модель Охотского моря, в соответствии с ней максимальная энергия диссипации получена для зал.Шелихова, северо-западного шельфа и для банки Кашеварова. Наибольшие приливные течения получены также для банки Кашеварова, зал.Шелихова, м.Терпения и Курильских островов. По Миллеру [Millег, 1966], в Беринговом и Охотском морях и зал.Гудзон наблюдаются максимальные величины приливной диссипации энергии.
Если бы циклоническая циркуляция над банкой обуславливалась захватом волн Россби вихрем Тэйлора, то она целиком зависела бы от направления главного потока и разрушалась бы при смене восточного потока на западный. Однако циклонический вихрь очень устойчив и сохраняется здесь даже зимой. Данные спутниковой альтиметрии показывают в зимнее время наличие полыньи над банкой Кашеварова. Даже когда сама банка накрыта льдом, полынья сохраняется по периферии. Для ее сохранения требуется расход oH???P?. 50 - 100 Bт/м. Такой поток тепла может быть обеспеченапвеллингом мощностью 6 - 12 км" в день. При температуре поднимающейся воды 2°С скорость подъема над всей банкой составит 0,3 - 0,6 м/сут [Alfultis and Martin, 1987].
Значение существования шельфовой фронтальной зоны, вероятно, не ограничивается локализацией апвеллинга. Присутствие шельфового фронта интересно тем, что геострофическое приспособление будет возбуждать здесь с мористой стороны струйный поток с юга на север вдоль фронтального раздела, то есть интенсифицировать или поддерживать пограничные течения моря. Это означает, что течения будут максимально приближены клинии фронтального раздела в условиях, когда они существенно ослаблены.
Интенсивность фронтальных апвеллингов и вихревых систем непостоянна и связана как с факторами высокочастотными и малопредсказуемыми (погода), так, вероятно, и с более устойчивыми, например с динамическим режимом моря. Последний же по нашей схеме - функция термического типа года. Например, при компенсационном усилении ЗКТ и затоке тихоокеанских вод при прочих равных условиях усилится система сопряженных вихрей на континентальном склоне Западной Камчатки (в фазе усиления течения резко возрастет его бароклинная неустойчивость), обострятся шельфовые фронтальные зоны, усилится фронтальный топографический апвеллинг в северо-восточной части моря, интенсифицируются циклонический круговорот в зал.Шелихова и Ямское течение, обострятся шельфовые фронтальные разделы в северной части моря, в районе б.Кашеварова будут подниматься к поверхности более "свежие" промежуточные ВОДЊl.
Очень важно, что приведенная выше модель термохалинной циркуляции помогает понять, почему на фоне обильной рыбопродуктивности восточной части моря так скромно выглядит западная. Процессы, приводящие к сильной вертикальной турбулентности (фронтальный апвеллинг, присклоновые вихри) развиваются на западной периферии моря в холодный период года, когда они не могут способствовать установлению цепочки "биогены - фитопланктон - зоопланктон - рыба", так как этому препятствует если не неблагопрятный температурный режим, то уж точно - отсутствие стратификации в верхнем слое. В восточной части моря вышеописанная интенсификация процессов наступает и развивается в теплое время года, когда необходимая для устойчивой рыбопродуктивности трофическая цепь эффективно устанавливается и работает.
Таким образом, при очень высокой изменчивости циркуляционных и термохалинных полей Охотского моря адекватную картину могут обеспечить только корректно поставленные синоптические наблюдения. Климатические же осреднения могут дать абсолютно нереалистичные структуры. Синоптическая изученность моря в данный момент явно неудовлетворительна как для целей промысловой океанографии, таки для решения задач практической экологии. Для обеспечения рыбохозяйственной отрасли адекватными океанографическими знаниями и выработки реалистичной физико-математической модели циркуляции Охотского моря крайне необходимы концептуальные и регулярные синоптические экспедиционные исследования.
Работа выполнена при финансовом содействии РФФИ (код проекта No 96-05-64575).
А.В.Верхунов
Смотрите также
