Сахалінський шельф
Таблиця 1 - Терміни настання сезонів і їх тривалість в окремих районах шельфової зони Сахаліну
Протока Лаперуза (включаючи затоку Аніва)
Південно-східний шельф острова
Північно-східний шельф острова
На формування структури поля температури води (табл. 2.) Впливають безліч різних чинників, головними з яких є тепловий баланс, адвекція тепла і холоду (обумовлена циркуляцією вод), рельєф дна і льодовий режим. На рис. 1 наведені схеми вертикального розподілу температури на одному з розрізів.
Малюнок 1 - Розподіл середніх багаторічних значень температури води на розрізі III. Літо [1]
За просторового розподілу середніх значень температури води на поверхні в літній період чітко простежуються основні елементи динаміки вод. На північно-східному шельфі - зона підйому вод біля узбережжя, в затоці Терпіння - район проникнення холодних вод Східно-Сахалінського течії (рис. 2).
Малюнок 2 - Розподіл середніх багаторічних значень температури води на поверхні і горизонті 20 м. Літо [1]
Формування режиму солоності вод в цілому для Охотського моря визначається водообменом, циркуляцією, річковим стоком, балансом між опадами і випаровуванням, процесами освіти і танення льоду. Щодо прилеглої частини Тихого океану солоність охотоморского вод знижена. Пояснюється цей факт співвідношенням між малими величинами випаровування (500 - 800 км3 / рік), великою величиною опадів (понад 900 км3 / рік) і досить значним річковим стоком (приблизно 600 км3 / рік, з яких до 30% припадає на Амур) при загальному обсязі моря 1 316,9 тис. км3 і площі дзеркала 1 603,2 тис. км2 [3, 4].
Головними чинниками, що визначають характерні особливості режиму солоності вод охотоморского шельфу острова Сахалін, є:
а) в північно-східній частині - стік річки Амур, освіту і танення льоду;
б) в південній частині - адвекція солей з Японського моря з субтропічними водами течії Соя і також процеси льодоутворення.
У просторовому відношенні підвищення солоності в досліджуваних районах відбувається з північного заходу на південний схід, що обумовлено распресняющім впливом материкового стоку (рис. 3). Цим фактором визначається і значного розмаху коливань абсолютних значень. Так в безледовий період на поверхні в зоні північно-східного шельфу острова коливання середніх величин солоності на окремих станціях досягають 9 ЄПС (з межами від 23 до 32 ЄПС), в затоці Терпіння 4 ЄПС (з межами від 28 до 32 ЄПС).
Малюнок 3 - Розподіл середніх багаторічних значень солоності води на поверхні і горизонті 20 м. Літо [1]
Максимальний вплив річкового стоку в районі північно-східного шельфу острова спостерігається навесні. Влітку воно помітно слабшає, а восени амурські води спрямовуються в Японське море, викликаючи помітне распресненіе поверхневих шарів в вершині Татарської протоки. Причина цього явища, мабуть, може полягати в сезонних коливання рівня Охотського моря і, пов'язаних з ними переміщеннях певних мас води з північно-західної частини моря в південно-західну, що обумовлює осінню інтенсифікацію течій і призводить до блокування распресненних вод в Сахалінській затоці .
Розчинений у воді кисень
Відповідно до сучасних уявлень про зміст розчиненого у воді кисню в Охотському морі в цілому виділяють такі структурні зони:
- шар подповерхностного кисневого максимуму (10-50 м) зі ступенем насичення 120-140%, що утворюється на верхній межі шару стрибка;
- холодний проміжний шар (ХПС), що характеризується наявністю негативних температур протягом усього року (20 200 м) і ступенем насичення 80-90%;
- шар проміжних вод (150-750 м), що характеризується зменшенням кисню до 15-20% насичення;
- шар мінімальних концентрацій кисню (750-1500 м), зі ступенем насичення 10-15%;
Малюнок 4 - Розподіл середніх багаторічних значень солоності води на поверхні і горизонті 20 м. Літо [1]
У вертикальному розподілі середніх значень кисню для весни і літа характерна наявність підповерхневого максимуму на глибинах 20-50 м (рис. 5), в той час як для осені відмінною рисою є практично повна гомогенність в розподілі кисню в верхньому 100-метровому шарі. Літній мінімум кисню у всій шельфовій зоні простежується до глибин 20-25 м.
Малюнок 5 - Розподіл середніх багаторічних значень розчиненого кисню (мл / л) на розрізі III. Літо [1]
Величина рН характеризує кислотні умови середовища На рН впливають зміни температури води і гідростатичного тиску. За рахунок зменшення концентрації вуглекислого газу в шарі фотосинтезу величина рН зазвичай досягає максимуму. Нижче шару фотосинтезу вона зменшується під впливом процесів окислення органічної речовини (накопичення СО2) і збільшення гідростатичного тиску. Зниження температури веде до збільшення водневого показника. Таким чином, режим рН є умовою і показником окисно-відновних процесів, що протікають в природних водах.
За даними багаторічних спостережень в шельфовій зоні острова Сахалін межі коливань величини рН складають від 7,70 до 8,50 (табл. 2), що практично охоплює весь діапазон зміни цієї величини в морській воді. При цьому найбільш різкі коливання відзначаються в гирлових зонах.
Для Охотського моря в цілому виділяють два основних типи вертикального розподілу рН з глибиною [5]: а) з максимумом на поверхні і мінімумом у дна, характерний для всієї шельфової зони та центральних районів моря з глибинами до 1500 м і б) з максимумом на поверхні , мінімум на проміжних горизонтах 1000-1200 м і далі незначному підвищенням на дно - для південної частини моря з глибинами понад 1500 м.
Вертикальний розподіл рН на охотоморского шельфі відповідає першому типу наявності чітко виражених сезонних коливаннях. Причому навесні і влітку абсолютні величини рН у верхньому 20-метровому шарі тут значно вище (8,25-8,30 од.рН), ніж в Татарській протоці (8,15-8,20 од.рН). Різна швидкість зміни величини рН з глибиною призводить до того, що характер вертикального розподілу змінюється на протилежний і вже на горизонті 100 м значення рН в Татарській протоці перевищують на 0,15 од.рН відповідні показники з Охотоморськой боку (рис. 6). Восени повсюдно відбувається вирівнювання значень рН в поверхневих горизонтах при збереженні відмінностей на глибині. Відновлення водневого показника у всіх шарах відбувається за рахунок зимової конвекції.
Малюнок 6 - Розподіл середніх багаторічних значень рН на розрізі III. Літо [1]
Для всіх районів в просторовому відношенні підвищені значення рН досить тісно пов'язані з максимумами кисню. За підвищеним значенням величини рН виділяються зони виходу на поверхню холодних глибинних вод, де особливо активно протікають влітку процеси фотосинтезу (рис. 7).
Малюнок 7 - Розподіл середніх багаторічних значень рН на поверхні і горизонті 20 м. Літо [1]
Малюнок 8 - Розподіл середніх багаторічних значень концентрації фосфатів на розрізі III. Літо [2]
Малюнок 9 - Розподіл середніх багаторічних значень концентрації фосфатів на поверхні і горизонті 20 м. Літо [2]
Малюнок 10 - Розподіл середніх багаторічних значень концентрації нітритів на розрізі III. Літо [2]
У просторово-часовому розподілі нітритів можна виділити наступні особливості - підвищені концентрації на охотоморского шельфі навесні і влітку на півдні району (затока Анива протоку Лаперуза), восени - навпаки, на півночі (рис. 11).
Малюнок 11 - Розподіл середніх багаторічних значень концентрації нітритів на поверхні і горизонті 20 м. Літо [2]
Малюнок 12 - Розподіл середніх багаторічних значень концентрації силікатів на розрізі III. Літо [2]
Просторовий розподіл кремнію дуже добре узгоджується з наявністю основних джерел його надходження - річковий стік і стаціонарні зони підйому глибинних вод. Відповідно до цього на тлі підвищених концентрацій кремнію в усі сезони особливо можна виділити зону впливу амурських вод, а також вершини заток Аніва і Терпіння, вершину Татарської протоки і окремі ділянки вздовж узбережжя острова, де є річковий стік. Струмінь вод Східно-Сахалінського течії по підвищених концентрацій кремнію чітко виділяється не тільки на північно-східному шельфі, а й в протоці Лаперуза (рис. 13). Найбільш високі горизонтальні градієнти кремнію (1-2 μM / л на милю) спостерігаються в районах підйому збагачених біогенними речовинами глибинних вод і в зонах впливу материкового стоку.
Малюнок 13 - Розподіл середніх багаторічних значень концентрації силікатів на поверхні і горизонті 20 м. Літо [2]
3. Петелін В.П. Охотське море // океанографічних енциклопедія. Л. Гидрометеоиздат, 1974. - С.347-351.
4. Козловський В.Б. Можливі зміни динаміки вод Амурського лиману в результаті антропогенного впливу // Праці ГОИН, 1980. Вип.89. - С.41-48.
6. Сапожников В.В. Формування основного сольового складу морської води і її фізико-хімічні властивості // Тихий океан. М. Думка, 1982. - С.172-240.
7. Бруєвич С.В. Хімічні дослідження Інституту океанології АН СРСР на далекосхідних морях і в прилеглій частині Тихого океану // Праці ІОАН, 1956. Т. 17. - С. 18-40.
8. Бруєвич С.В. Богоявленський А.Н. Мокієвська В.В. Гідрохімічна характеристика Охотського моря // Праці ІОАН, 1960. т.42. - С.123 - 198.
9. Алекін О.А. Ляхін Ю.І. Хімія океану. Л. Гидрометеоиздат, 1984. - 344 с.
Таблиця 2 - Середні багаторічні значення параметрів морських вод в окремих районах шельфової зони Сахаліну (Охотське море)