Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 2, стр. 265-269

Принято считать, что генерация внутренних короткопериодных волн на океанском шельфе происходит вследствие выхода длинных внутренних приливных волн на материковую отмель с последующей трансформацией последних из-за накопления в них нелинейных эффектов при распространении к берегу. При этом внутренняя приливная волна порождает пакеты интенсивных солитоноподобных волн (наиболее часто наблюдается генерация волн на переднем склоне внутреннего прилива). Этот в действительности очень распространенный механизм генерации внутренних волн наблюдается повсеместно, где внутренний прилив накатывает на шельф. Он подтвержден во множестве наблюдений на шельфе Австралии, шельфе Новой Англии, Южно-Китайского моря и других местах [1–3]. Существенной особенностью этого механизма генерации интенсивных внутренних волн является его приливная периодичность. Как следствие, наблюдающиеся цуги интенсивных волн появляются и проходят по шельфу к берегу с полусуточным или суточным интервалом. Наблюдатель при этом в прибрежной зоне должен отмечать появление цугов интенсивных внутренних волн по крайней мере раз в 12 ч. Именно так часто и бывает, однако, в некоторых наблюдениях на шельфах приливных морей нами отмечалось появление нескольких цугов за 12-часовой период [4, 5]. В данной статье мы приводим результаты наших наблюдений, которые свидетельствуют о генерации цугов не только вышеупомянутым классическим механизмом распада внутренних приливов, но и механизмом сталкивания приливного течения с вдольбереговой струей течения в прибрежной зоне. Существование этого нового механизма позволяет также понять появление “дополнительных” цугов в прибрежной зоне приливного моря.

Целью проводимых нами в течение ряда лет работ было изучение динамики вод шельфа Японского моря на основе применения доплеровского акустического профилометра течений (ADCP). Работа с акустическим профилографом “Rio Grande 600 kHz” дала возможность собрать уникальные данные как о течениях на шельфе залива Петра Великого, так и о внутренних волнах этого района. В данной статье мы касаемся только одного результата работы, который заслуживает рассмотрения в первую очередь, поскольку представляет доказательства существования нового механизма генерации внутренних волн на шельфе.

Методика исследований течений и внутренних волн на шельфе заключалась в проведении съемок с помощью установленного на яхте ADCP на разрезах, ориентированных почти по нормали к изобатам шельфа. Обычно на первом разрезе от берега с интервалом около 2 миль проводились зондирования CTD зондом в точках от поверхности до дна моря. Длина разрезов в разных случаях была от 6 до 10–15 км. Характер течений на шельфе достаточно сложный, однако на основании нескольких проведенных разрезов нам удалось выделить характерные особенности, присущие течениям на шельфе. Одна из них – встреча приливного течения со струйным вдольбереговым течением в прибрежной зоне. Обсуждению этого явления и будет посвящена данная статья.

Обратимся к результатам съемки на разрезе, проведенном 21 сентября 2005 г. На рис. 1 показана траектория разреза при движении яхты на север от глубокой части шельфа к берегу одновременно со средним течением, осредненном по всему водяному столбу в каждой из точек галса. Время разреза совпало с моментом наступления фазы прилива. Явно видно преобладание северной компоненты течения (к берегу), характерной для прилива. Заметной особенностью оказывается смена направления течения в прибрежной зоне с СВ на СЗ. Причем (см. рис. 1) среднее течение оказывается достаточно сильным почти на всем протяжении разреза, достигая величин 0.3–0.4 м/с. Ослабление течения имеет место в прибрежной зоне у берега и в переходной зоне при столкновении приливного течения с вдольбереговой струей.

Рис. 1.

Траектория разреза и средние течения на разрезе, зарегистрированные с яхты при проходе к берегу в приливную фазу. При приближении к прибрежной зоне течение кардинально меняет свое направление с СВ на СЗ из-за влияния мощной вдольбереговой струи.

Распределение по вертикали модуля течения показано на рис. 2. Распределение с глубиной направления течения было весьма однородным по направленности по всей толще моря над термоклином, которую хорошо видит профилограф. В то же время резкая смена направленности течения при встрече с прибрежной струей также происходит по всей толще моря, обозреваемой ADCP над термоклином. Интенсивность течения зависит от глубины (см. рис. 2). Стрежень вдольберегового течения со скоростями до 0.5 м/с располагается выше горизонта 17 м и практически выходит на поверхность. В то же самое время стрежень СВ-течения в мористой части располагается на горизонте 20–21 м, однако поднимается к поверхности перед встречей с вдольбереговой струей. СВ-течение в стрежне достигает значений 0.5–0.7 м/с. Сравнение с температурным разрезом (рис. 3) выявляет, что стрежень движущегося к берегу СВ-течения совпадает с положением изотермы 19°С.

Рис. 2.

Распределение с глубиной модуля течений на разрезе.

Рис. 3.

Температурный разрез, полученный по зондированиям NXIC CTD зондом в 11 равномерно отстоящих точек на галсе. Длина разреза 23 км.

Завершая рассмотрение картины течений на данном разрезе, отметим следующее. Отчетливо видно, что течение на берег (доминирующая северная компонента) прослеживается на протяжении всего разреза. На удалении от берега стрежень течения заглублен на горизонт 20 м. При подходе к вдольбереговой струе течения западного направления стрежень приливного течения приподнимается к поверхности и заворачивает на восток, т.е. навстречу вдольбереговому течению. При этом в области смены направления течений образуется область охлажденной поверхностной воды. Кажущийся на первый взгляд пародоксальным факт подворота приливного течения навстречу береговому потоку на самом деле закономерен. В работах [6, 7] содержатся наглядные объяснения образования антициклонической завихренности при смещении столба воды на меньшие глубины.

Отмеченные столкновения столь сильных течений не проходят бесследно для поля внутренних волн. К границе кардинальной смены течений приурочен пакет интенсивных внутренних волн, движущийся в направлении к берегу (см. рис. 4), который сгенерирован движущимся фронтом (на это указывает его точная привязка к границе фронта). Впереди пакета внутренних волн на расстоянии около 2 км находится еще один цуг внутренних волн, заканчивающий свое существование в прибрежной зоне. Его происхождение подобно идущему за ним цугу, но оно произошло в предыдущий приливный цикл. Высоты волн в цугах достигают 8 м. Типичная длина внутренних волн в прибрежной зоне 250 м, а волн у фронта – 600 м. Отмеченная характерная особенность – привязка пакетов внутренних волн на шельфе к областям смены направленности течений при исследованиях с ADCP встречалась нами многократно.

Рис. 4.

Картина объемного обратного рассеяния на разрезе, на которой отчетливо видно положение слоя скачка плотности и две области интенсивных внутренних волн.

Выделим основные черты наблюдавшегося процесса. Приливное течение, распространяющееся над шельфом, в условиях резкого термоклина, оказывается довольно интенсивным, имея среднюю скорость 0.4–0.5 м/с. При этом стрежень течения (со скоростями до 0.7 м/с) заглублен, располагается над слоем скачка плотности и имеет размер по вертикали около 10 м при общей глубине моря 60–80 м. Подходя к прибрежной (глубины около 50 м) зоне, приливное течение встречается с сильным (до 0.5 м/с) вдольбереговым западным течением, заворачивает на восток, при этом стрежень приливного течения поднимается к поверхности моря. В переходной зоне течений оказывается охлажденная вода, вынесенная из толщи моря, таким образом происходит образование локального прибрежного фронта. К передней границе этого движущегося фронта приурочен пакет интенсивных внутренних волн, распространяющихся к берегу.

В принципе генерация интенсивных внутренних волн движущимися на шельфе локальными прибрежными фронтами есть вещь известная. Неоднократно такой механизм генерации внутренних волн наблюдался в бесприливном Черном море при подходе фронтов сгонно-нагонного происхождения [8]. Был отмечен случай генерации внутренних волн на побережье Орегона перемещающимся фронтом, образованным в прибрежной зоне распресненными водами, впадающей в этом районе океана реки [9]. Аналогичное явление ранее также наблюдалось на мелководном северо-западном шельфе Черного моря [10]. Численным моделированием доказана возможность генерации внутренних волн распространяющейся над пикноклином интрузией легкой воды [11]. Однако встреченная нами ситуация столкновения приливного течения со струей вдольберегового течения с образованием фронта в прибрежной зоне и с одновременной генерацией пакета интенсивных внутренних волн существенно отличается от вышеуказанных. Насколько нам известно, до сих пор она не была описана в научной литературе за исключением лабораторных экспериментов [12]. Поскольку вдольбереговое течение в большой степени присуще прибрежной зоне, поэтому его столкновения с приливным течением неизбежны и повторяемы, что дает нам основание рассматривать вышеописанный процесс генерации внутренних волн на шельфе как весьма распространенное явление. Таким образом, этим механизмом может быть объяснено появление в прибрежной зоне моря за один приливный период дополнительных наблюдаемых цугов интенсивных внутренних волн.