В статье проанализированы результаты океанографических наблюдений, выполненные в 2007 и 2009 годах на шельфе и континентальном склоне Земли Франца-Иосифа. Имеющиеся данные позволяют утверждать, что в исследуемом районе происходит стекание (каскадинг) уплотненных шельфовых вод вдоль континентального склона. На основе разработанного ранее методического подхода выполнено сравнительное описание обнаруженных случаев каскадинга. Показано, что уплотненные шельфовые воды проникают до глубины 700 м, охлаждая и распресняя распространяющуюся вдоль континентального склона глубинную атлантическую воду.
Формирование уплотненных вод на арктических шельфах и их последующее гравитационное стекание вдоль континентального склона (каскадинг) является важным структурообразующим процессом в Северном Ледовитом океане (Никифоров и Шпайхер, 1980). В условиях сильной вертикальной стратификации, типичной для глубоководных бассейнов СЛО, зимняя термохалинная конвекция ограничена пикноклином, оставляя каскадингу роль основного механизма обновления промежуточных и глубинных вод. Прямые наблюдения каскадинга в Арктике крайне редки. Это связано как с трудностями организации полевых работ в зимний сезон на границе припая и дрейфующего льда, так и с нерегулярным характером самого процесса. Анализ данных натурных наблюдений, выполненных в 1970–1990-х годах, преимущественно в летний сезон, позволил выявить 10 районов на границе шельфа и континентального склона Арктического Бассейна со следами каскадинга в вертикальном распределении температуры/солености/плотности (Ivanov et al., 2004). Семь из десяти выявленных районов находятся в атлантическом секторе СЛО, в морях Баренцевом, Карском и Лаптевых. Океанографические данные, собранные в период Международного Полярного Года позволяют пополнить этот перечень районом к северо-востоку от архипелага Земля Франца-Иосифа (рис. 1). Несмотря на то, что мелководный шельф к северу от Земли Франца-Иосифа неоднократно упоминался среди районов, где существуют благоприятные условия для формирования уплотненных вод (Agaard et al., 1981; Martin and Cavalieri, 1989; Ivanov et al., 2004), гидрологические наблюдения, свидетельствующие о каскадинге, авторам неизвестны. Среди возможных причин следует указать как недостаточное покрытие историческими данными, так и возможное изменение условий формирования уплотненных вод в этом районе, связанное с уменьшением ледовитости СЛО в 2000-е годы. В пользу последнего предположения свидетельствует тот факт, что каскадинг до значительной глубины наблюдался во время двух последовательных гидрологических съемок в 2007 и в 2009 годах. В данной статье на основе методического подхода, предложенного в статье (Ivanov et al., 2004), выполнено сравнительное описание наблюденных случаев каскадинга на склоне Земли Франца-Иосифа. В статье использовались данные гидрологических разрезов, выполненных в научно-исследовательских рейсах ледоколов «Поларштерн» (2007) и «Капитан Драницын» (2009). Измерения выполнялись при помощи гидрологического СТД-зонда Seabird911. Точность измерения температуры и электропроводности составила 0,001 °С и 0,0005 См/м соответственно. Вертикальное разрешение на вертикальных профилях температуры и солености равно 1 м.
Рис. 1. Рельеф дна и береговая черта к северу от Земли Франца-Иосифа. Положение гидрологических станций: «Поларштерн» – 2007 (черные кружки); «Капитан Драницын» – 2009 (черные квадраты). Пунктирными стрелками показана предполагаемая траектория стекания уплотненной воды.
В СЛО образование более плотной воды, как правило, происходит в квазистационарных заприпайных полыньях, которые формируются на шельфе в зимний сезон под действием ветра и имеют горизонтальные масштабы от десятков до сотен километров (Захаров, 1996). В силу ограничения, накладываемого вращением Земли, движение с пространственным масштабом, превышающим бароклинный радиус Россби (~5–10 км для континентального склона СЛО) определяется геострофическим балансом. Вследствие этого, на гидрофронте, отделяющем более плотную воду на шельфе от окружающей воды, развивается геострофическое течение, в среднем направленное вдоль континентального склона. Стекание воды поперек склона происходит в придонном пограничном слое (непрерывный перенос) и в форме бароклинных вихрей (вихревой перенос) (Whitehead, 1993; Condie, 1995; Shapiro and Hill, 1997; Baines and Condie, 1998). В результате наложения этих видов движения формируется сложная структура вытянутых «языков» и локализованных пятен воды с термохалинными характеристиками, отличающимися от окружающей водной массы. Подобные структуры могут быть выделены по данным гидрологических разрезов поперек склона и служат достаточно надежным индикатором, указывающим на существования каскадинга. В соответствии с теоретическим подходом, предложенным в статье (Ivanov et al., 2004), опишем методику определения параметров каскадинга на основе данных гидрологических разрезов, пересекающих континентальный склон. На рис. 2 представлен схематизированный вертикальный разрез в поле потенциальной плотности поперек склона, типичный для развитого каскадинга. Отличительной чертой, указывающей на потенциальную возможность каскадинга, является наличие более плотной воды в верхней части склона или на шельфе. В этом случае в плоскости разреза можно выделить 5 характерных точек: три из них (A, B and C) находятся у дна и две (D and E) – внутри водной толщи. Точка A с пространственными координатами (XA, ZA) соответствует максимуму потенциальной плотности, которая характеризует воду с термохалинными параметрами наиболее близкими к параметрам в источнике уплотненной воды (ρА = ρmax). Поскольку плотность воды увеличивается с глубиной, по мере смещения вниз вдоль склона всегда найдется точка B (XB, ZB), в которой потенциальная плотность будет равна плотности в источнике уплотненной воды: ρB =ρneu = ρmax = ρА. Глубина точки В характеризует уровень нейтральной, или эквивалентной плотности, т. е. уровень, где плотность окружающей воды выравнивается с плотностью воды в источнике. По мере стекания плотной воды вдоль склона, ее потенциальная плотность уменьшается вследствие перемешивания с окружающей водой. Благодаря этому, а также в силу существования уровня эквивалентной плотности, на участке склона между точками А и В будет существовать точка C (XC, ZC), в которой достигается локальный минимум потенциальной плотности ρC = ρmix. Эта точка характеризует положение границы «языка» каскадинга. Принимая во внимание, что фаза быстрого стекания плотной воды весьма кратковременна (Shapiro et al.,2003), положение границы «языка» может рассматриваться как достаточно надежное приближение к уровню равновесной плотности, т. е. максимальной глубине распространения плотной воды вдоль склона. Точка D (XD, ZD) находится в окружающей воде на той же глубине, что и точка А. Она характеризует невозмущенную каскадингом водную массу на глубине источника. ZD=ZA. Точка E расположена на пересечении вертикальной линии, построенной из точки В и изопикны ρ= ρC, продолженной в водную толщу из точки C. Эта точка характеризует термохалинные характеристики окружающей водной массы на изопикнической поверхности, соответствующей границе «языка» каскадинга. Каждая из указанных точек характеризуется набором из пяти параметров T, S, X, и Z, точность определения которых зависит от расстояния между вертикальными зондированиями на анализируемом гидрологическом разрезе. В случае, если расстояние между последовательными зондированиями на гидрологическом разрезе существенно превышает бароклинный радиус деформации, некоторые характерные точки могут отсутствовать («проваливаться» между зондированиями) и единственным указанием на возможность каскадинга на таком разрезе являются наклоненные поперек склона изопикны с более плотной водой в мелководной части разреза. На основании информации в пяти характерных точках рассчитываются числовые параметры каскадинга. Эти параметры позволяют количественно сопоставить выявленные случаи каскадинга, определить его механизм, интенсивность, связанные с каскадингом потоки тепла и соли и др.
Рис. 2. Схема распределения потенциальной плотности на разрезе поперек склона: верхний рис. – в плоскости XZ; нижний рис. – в плоскости Xρ
Относительный вклад температуры и солености в горизонтальный градиент плотности между водой в источнике и окружающей водой, характеризуется плотностным соотношением:
(1)
где α,β, – коэффициенты термического расширения и соленостного сжатия морской воды. Плотностное соотношение определяет движущую силу каскадинга, т. е. знак и количественный вклад температуры и солености в формирование избыточной плотности на шельфе.
Уменьшение плотностного контраста между водой каскадинга и окружающей водой приводит к изменению величины исходного плотностного соотношения, а также его знака. Это изменение оценивается вторым плотностным соотношением, рассчитанным по термохалинным параметрам в точке С, близкой к максимальной глубине проникновения каскадинга вдоль склона. Учитывая, что после отрыва от склона растекание воды каскадинга происходит изопикнически, второе плотностное соотношение всегда равно 1 по абсолютной величине, а температурный и соленостный контрасты характеризуют потоки тепла и соли на изопикнической поверхности ρC = ρE:
(2)
Глубина проникновения каскадинга также зависит от стратификации в окружающей водной массе. Согласно результатам численного моделирования, чем сильнее стратификация, тем быстрее уменьшается плотностной контраст между опускающейся и окружающей водой за счет более интенсивного перемешивания (Jiang and Garwood, 1998; Gawarkiewicz, 2000). Следствием этого является меньшая глубина проникновения каскадинга в случае более сильной плотностной стратификации. Количественным критерием стратификации служит частота Брента-Вяйселя, осредненная в диапазоне глубин между точками Е и D:
(3)
где ρa – средняя плотность между точками Е и D.
Важной динамической характеристикой каскадинга служит так называемая скорость Нофа (Nof, 1983; Lane-Serff and Baines, 1998) V=g’s/f, где g’ – редуцированное ускорение свободного падения; f – параметр Кориолиса. Скорость Нофа определяет скорость вдольсклонового распространения изолированных ядер плотной воды в невязкой жидкости. В случае протяженного «языка» плотной воды, эта же скорость определяет величину вдольсклонового геострофического течения (Baines and Condie, 1998). В рамках упрощенного аналитического моделирования каскадинга (Shapiro and Hill, 1997) было показано, что при наличии вязкости максимальная скорость стационарного стекания плотной воды вдоль постоянного уклона дна (Vd,) составляет 0,2V. При этом величина коэффициента (0,2) не зависит от других размерных и безразмерных параметров, таких как уклон дна экмановский масштаб и др. Это соотношение также подтверждается результатами численного моделирования (Kampf, 2000; Ivanov and Golovin, 2007), показывающих величину указанного коэффициента в диапазоне 0,15–0,25. Скорость Нофа определяется через измеренные параметры в характерных точках:
(4)
где – средний уклон дна в диапазоне глубины стекания плотной воды, а – средняя потенциальная плотность воды в «языке» плотной воды.
В процессе «жизненного цикла» каскадинга от начала стекания до исчезновения плотностного контраста вследствие перемешивания с окружающей жидкостью, распределение параметров внутри «языка» уплотненной воды становится более однородным. Таким образом, степень однородности воды в «языке» может служить мерой продолжительности стекания уплотненной воды и позволяет количественно оценить относительный «возраст» каскадинга. Параметр «возраста» каскадинга оценивается отношением контраста плотности вдоль склона к горизонтальному перепаду плотности:
(5)
В соответствии с определением, этот параметр меняется от 1 до 0, уменьшаясь по мере возрастания времени стекания уплотненной воды. Дополнительной информацией о каскадинге по данным на разрезах, пересекающих склон, является безразмерная толщина слоя уплотненной воды, определяемая через отношение толщины слоя в источнике (Hc) к глубине шельфа:
(6)
Параметр h показывает степень влияния процессов на границе океана и атмосферы на каскадинг. Близкие к 1 значения h указывают, что процесс формирования более плотной воды вследствие энерго-, массообмен находится в активной стадии. Рассмотренные параметры были использованы при анализе гидрологических разрезов на которых наблюдались следы каскадинга.
К северу от Земли Франца-Иосифа расположен мелководный шельф, переходящий в резкий континентальный склон. В зимний сезон на границе шельфа и континентального склона формируются заприпайная полынья (Захаров, 1996), являющаяся источником осолоненной и уплотненной воды. Кроме локально образовавшейся уплотненной воды через желоб Франц-Виктория происходит вынос трансформированных (охлажденных и распресненных) в Баренцевом море вод атлантического происхождения (Rudels et al., 2004). Следы опускания этих вод вдоль материкового склона до глубины 400 м были обнаружены в данных наблюдений в начале 1990-х гг. (Ivanov et al., 2004). Более детальные летние съемки в 2007 и в 2009 гг. показывают к северу от ЗФИ термохалинную структуру, типичную для развитого каскадинга. (рис. 3 и 4). В 2007 году холодная и распресненная (по сравнению с Атлантической водой) водная масса занимала придонный слой от бровки шельфа (200 м) до глубины 500 м. В 2009 году аналогичный разрез с детальным разрешением шельфа указывает на источник уплотненной воды на шельфе с температурой –1,5 °C и соленостью 34,80. По мере стекания вдоль склона перемешивание с более теплой и соленой атлантической водой приводит к повышению температуры и солености. Пятно сравнительно распресненной и более холодной воды на глубине 700 м показывает максимальную глубину каскадинга в этом районе. Параметры каскадинга, рассчитанные в соответствии с методикой, описанной в предыдущем разделе, приведены в таблице 1. Обращают на себя следующие важные особенности. Традиционным для арктического каскадинга является распределение термохалинных параметров, характеризующееся противоположными по знаку горизонтальными градиентами температуры и солености в верхней части шельфа. При этом, основной вклад в формирование положительного градиента плотности между шельфовой и склоновой водой вносит соленость. По мере опускания уплотненной воды градиент солености меняет знак вследствие положительной соленостной стратификации в склоновой воде. Благодаря этому результирующий поток соли на уровне эквивалентной плотности оказывается отрицательным (Ivanov and Golovin, 2007). В исследуемом районе верхняя граница атлантической вода (нулевая изотерма) находится на глубине 50–70 м, т. е. атлантическая вода поступает на шельф, увеличивая соленость без дополнительного ледообразования. Благодаря изначально повышенной солености, охлаждение находящейся на шельфе атлантической воды может оказаться достаточным, чтобы сформировать необходимый для каскадинга горизонтальный градиент плотности. Таким образом, развитый каскадинг (r ~ 0) на континентальном склоне Земли Франца-Иосифа в летний сезон может быть объяснен наличием постоянного источника уплотненной воды на шельфе в виде поднимающейся к поверхности и охлаждающейся атлантической воды. Принципиальная возможность такого механизма формирования уплотненной воды на шельфе была сформулирована в статьях (Никифоров, Шпайхер, 1980; Aagaard et al., 1981). Однако документальных подтверждений в данных наблюдений до настоящего времени известно не было. С другой стороны, квазистационарная заприпайная полынья к северу от Земли Франца-Иосифа способна производить большое количество льда, существенно увеличивая соленость на шельфе (Martin and Cavalieri, 1989; Winsor and Bjork, 2001). В силу этого можно ожидать, что наиболее интенсивный каскадинг все же наблюдается зимой, тогда как на летних профилях видны лишь следы остаточного стекания. В пользу такой версии свидетельствует малая относительная толщина слоя уплотненной воды (h < 0,5), указывающая на то, что основной очаг формирования уплотненной воды расположен за пределами разреза.
Рис. 3. Распределение потенциальной плотности (сплошные линии) и температуры (пунктирные линии) на гидрологическом разрезе в рейсе л/к «Поларштерн» в августе 2007 г.
Рис. 4. Распределение потенциальной плотности (сплошные линии) и температуры (пунктирные линии) на гидрологическом разрезе в рейсе л/к «Капитан Драницын» в августе 2009 г.
Таблица 1. Параметры каскадинга
Используя оценку скорости Нофа (~4 см/с) и упрощенный подход, предложенный в (Shapiro et al., 2003), оценим время, необходимое для стекания уплотненной воды. Предполагая, что очаги формирования уплотненной воды находятся на мелководных банках с глубинами менее 200 м (рис. 1), стекание происходит вдоль склона глубоководного каньона, пересекающего гидрологические разрезы, и ограничено придонным экмановским слоем (~15 м) получим, что время стекания составляет не менее 8-ми месяцев. Этот результат дополнительно подтверждает предположение, что формирование уплотненной воды в исследуемом районе в основном происходит в зимний сезон, а поднимающаяся на шельф Атлантическая вода способна лишь усиливать интенсивность каскадинга, поддерживая повышенные горизонтальные градиенты температуры и солености.
На мелководном шельфе к северу от архипелага Земля Франца-Иосифа существуют благоприятные условия для формирования уплотненных вод и их стекания в котловину Нансена. Данные гидрологических наблюдений летом 2007 и 2009 годов позволяют заключить, что наиболее интенсивное формирование уплотненной воды происходит в зимний сезон при открытии заприпайной полыньи. В то же время, поднимающаяся близко к поверхности Атлантическая вода способна дополнительно усиливать каскадинг в летний сезон, благодаря поддержанию резких горизонтальных градиентов. Максимальная глубина проникновения шельфовой воды составляет 700 м. Обусловленные каскадингом потоки тепла и соли приводят к охлаждению и распреснению Атлантической воды, распространяющейся вдоль континентального склона котловины Нансена.
Статья подготовлена при поддержке Российско-Германской Лаборатории Отто Шмидта.
Головин П.Н. Роль квазистационарной заприпайной полыньи в формировании плотных шельфовых вод в зимний период и их последующем склоновом каскадинге (на примере моря Лаптевых) // Метеорология и гидрология, 2008, № 11, C. 57–75.
Захаров В.Ф. Морской лед в климатической системе. СПб. Гидрометеоиздат, 1996, 296 с.
Иванов В.В. Атлантические воды в западной Арктике // Комплексные океанографические исследования в Северном Ледовитом океане. Сборник трудов под ред. А.П. Лисицына, М.Е. Виноградова и Е.А. Романкевича. М. Научный мир, 2002, С. 41–56.
Никифоров Е.Г., Шпайхер А.О. Закономерности формирования крупномасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледовитого океана. Л: Гидрометеоиздат, 1980, 270 с.
Aagaard K., L.K. Coachman and E. Carmack. On the halocline of the Arctic Ocean, Deep Sea Research., 1981, 28A, Р. 529–545.
Martin S., Cavalieri D.J. Contribution of the Siberian shelf to the Arctic Ocean intermediate and deep water // Journal of Geophysical Research, 1989, 94, 12, P. 12725–12738.
Baines P.G., S. Condie. Observations and modelling of Antarctic downslope flows: a review, in Ocean, ice, and atmosphere: interactions at the Antarctic continental margin. Antarctic Research series, 1998, 75, Р. 29–49.
Condie S.A, Descent of dense water masses along continental slopes // J. Marine Res., 1995, 53, Р. 897–928.
Gawarkiewicz G., Effects of ambient stratification and shelfbreak topography on offshore transport of dense water on continental shelves // Journal of Geophysical Research, 2000, 105, C2, Р. 3307–3324.
Ivanov V.V., Golovin P.N. Observations and modeling of dense water cascading from the Laptev Sea shelf // Journal of Geophysical Research, 2007, 112, C09003, doi:10.1029/2006JC003882.
Ivanov V.V., Shapiro G.I, Huthnance J.M., Aleynik D.M., Golovin P.N. Cascades of dense water around the World Ocean. Progress in Oceanography, 2004, 60, P. 47–98.
Jiang, L., and W. Garwood, Three-dimensional simulations of overflows on continental shelves // J. Phys. Oceanogr., 1996, 26, Р.1214–1233.
Kampf J. Impact of multiple submarine channels on the descent of dense water at high latitudes// Journal of Geophysical Research, 2000, 105, C4, Р. 8753–8773.
Nof D., The translation of isolated cold eddies on a sloping bottom// Deep Sea Res., 1983, 30, 2A, Р. 171–182.
Rudels B., Jones E. P., Schauer U., and P. Eriksson. Atlantic sources of the Arctic Ocean surface and halocline waters//Polar Res., 2004, 23(2), Р. 181–208.
Shapiro G.I. and Hill A.E. Dynamics of dense water cascade at the shelf edge // Journal of Physical Oceanography, 1997, 33, Р. 390–406.
Shapiro G.I., Huthnance J.M., Ivanov, V.V. Cascading off continental shelves // Journal of Geophysical Research, 2003, 108 (C12) art: no, 3390.
Whitehead J.A. A laboratory model of cooling over the continental shelf // J. Phys. Oceanogr., 1993, 23, P. 2412–2427.
Winsor P. and Bjork G. Polynya activity in the Arctic Ocean from 1958 to 1997// Journal of Geophysical Research, 2000, 105, C4, P. 8789–8803.
Abstract
Oceanographic observations on shelf and continental slope of Franz Joseph Land point out on cascading of shelf-origin water in 2007 and 2009. Hydrographic data were analysed on the basis of earlier developed method. It was demonstrated that dense water possesses a potential to descent down the continental slope to 700 m depth. Cascading-induced negative heat and salt fluxes modify the properties of Atlantic origin water, which propagates along the continental slope.