Внутренние волны и их биологические эффекты в шельфовой зоне моря

Тип работы:
Реферат
Предмет:
Геофизика
Узнать стоимость новой

Детальная информация о работе

Выдержка из работы

Вестник ДВО РАН. 2012. № 6
УДК 551. 46
В .В. НАВРОЦКИЙ, В.Ю. ЛЯПИДЕВСКИЙ, Е.П. ПАВЛОВА
Внутренние волны и их биологические эффекты в шельфовой зоне моря
С использованием численного моделирования генерации и трансформации внутренних гравитационных волн в шельфовой зоне и результатов натурных экспериментов показано, что нелинейные и разрушающиеся на мелководье внутренние волны оказывают существенное воздействие на пространственно-временное распределение биологических параметров в прибрежных водах океана.
Ключевые слова: внутренние волны, турбулентность, придонный термоклин, перемешивание, флуоресценция.
Internal waves and their biological effects in the shelf zone of sea. V.V. NAVROTSKY (VI. Il’ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok), V. Yu. LIAPIDEVSKII (M.A. Lavrentiev Institute of Hydrodynamics, SB RAS, Novosibirsk), E.P. PAVLOVA (VI. Il’ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok).
Using numeric modeling of internal gravitational wave generation and transformation in the shelf zone and results of the full-scale experiments it was shown that nonlinear and breaking shoaling internal waves substantially affect space-time distribution of biological parameters in ocean coastal waters.
Key words: internal waves, turbulence, near-bottom thermocline, mixing, fluorescence.
Шельфовые зоны окраинных морей наиболее продуктивны и одновременно наиболее подвержены отрицательному антропогенному воздействию. Эти свойства решающим образом зависят от характера и интенсивности перемешивания шельфовых вод, которое в однородных потоках определяется турбулентностью, возникающей при больших числах Рейнольдса. Но при наличии плотностной стратификации и, в особенности, сезонного термоклина, который в умеренных и высоких широтах формируется в морях большую часть года, механизм перемешивания более сложный. Сначала над континентальным склоном вблизи границы шельфа под воздействием баротропного прилива и мезомасштаб-ных вихрей в диапазоне частот от инерционной до частоты Вяйсяля-Брента генерируются внутренние гравитационные волны (ВВ), которые трансформируются и разрушаются при движении к берегу. В непрерывно или многослойно стратифицированных водах заливов в качестве ВВ могут проявляться также сейшевые колебания. При распространении ВВ происходит их взаимодействие со средними полями плотности и скорости течений и взаимная трансформация средних полей и волн, в результате которой формируется тонкая вертикальная структура поля плотности [1, 2, 4, 10].
Изучение этих процессов в большинстве случаев проводилось в достаточно глубокой части шельфовой зоны, где влиянием дна можно пренебречь. Однако физические и
*НАВРОЦКИЙ Вадим Васильевич — доктор физико-математических наук, главный научный сотрудник, ПАВЛОВА Елена Петровна — кандидат географических наук, старший научный сотрудник (Тихоокеанский океанологический институт им. В. И. Ильичёва ДВО РАН, Владивосток), ЛЯПИДЕВСКИЙ Валерий Юрьевич — доктор физико-математических наук, главный научный сотрудник (Институт гидродинамики им. М. А. Лаврентьева СО РАН, Новосибирск). *Е-шай: navrotskyv@poi. dvo. ru
Работа выполнена при финансовой поддержке Дальневосточного отделения РАН (грант № 12−1 1−00−07−020) и Сибирского отделения РАН (грант № 15).
математические модели распространения внутренних волн часто оказываются непригодными для описания процессов выхода внутренних волн на мелководье, т. е. в область контакта пикноклина с дном. Цель нашей работы — теоретическое и экспериментальное изучение процессов генерации ВВ вблизи границы шельфа, их нелинейной трансформации при распространении и разрушения при приближении к берегу, когда пикноклин входит в область контакта с дном. Оценки возникающего при этом перемешивания и пространственно-временного распределения гидробиологических характеристик необходимы для установления зависимости биопродуктивности и экологического состояния шельфовых зон от морфологии дна, структуры поля плотности и интенсивности генерации внутренних волн вблизи границы шельфа.
Данные и методы
Для получения детальной информации о внутренних волнах и турбулентности в придонном термоклине сотрудниками Института гидродинамики им. М. А. Лаврентьева СО РАН изготовлен комплекс аппаратуры, включающий датчики температуры и давления, телеметрическую систему сбора данных и соответствующее математическое обеспечение [3]. Расстояние между датчиками на всех гирляндах равно 0,5 м, постоянная времени датчиков — 8 с, временная дискретность измерений, определяемая скоростью опроса всей системы, в зависимости от количества датчиков в конкретных экспериментах составляла 8−40 с.
Скорость течений и температура воды вблизи гирлянд термодатчиков измерялись приборами 84А (ШегОсеап, и8Л), КЭСР-600 (ЛЛМЭЕРА), колебания давления и температуры — с помощью приборов 8БЕ26 (и8Л) и РУМ (Регистратор уровня моря, ТОИ ДВО РАН). Приборы устанавливались на глубинах 14−22 м, колебания температуры фиксировались на 10, 20 или 30 горизонтах в придонном слое толщиной 5, 10 или 15 м, соответственно. Колебания давления и температуры с помощью 8БЕ26 определялись непосредственно у дна, колебания скорости с помощью КЭСР — от горизонта 1−2 м до глубины на 1,5−2 м выше дна с интервалом 1 м. Данные обрабатывались с использованием пакета программ «Статистика-7» фирмы «8ш8ой», и8Л, и программы «Гилберт», созданной в ТОИ ДВО РАН В. Л. Изергиным с использованием алгоритмов, разработанных Н. Хуангом и коллегами [8].
Фоновая пространственно-временная структура гидрофизических и биологических характеристик изучалась на разнонаправленных разрезах и суточных станциях с использованием зондирующих устройств РБЯ и 8еаБМ 8БЕ19.
Численное моделирование генерации ВВ периодическими течениями вблизи границы шельфа и их трансформации при распространении производилось с использованием уравнений движения стратифицированной жидкости в приближении мелкой воды, записанных в смешанных лагранжево-эйлеровых координатах [5].
Результаты
При моделировании генерации ВВ в шельфовой зоне моря задавались начальная вертикальная структура поля плотности, профиль дна в расчетной области и периодические колебания скорости течения с приливным периодом 12 ч или с приливным и инерционным периодами одновременно (12 ч и 17 ч).
Максимальная глубина континентального склона задавалась равной 1000 м, что примерно в 2 раза меньше реального ее значения в районе зал. Петра Великого (Японское море), где производились основные наблюдения внутренних волн. Поэтому значения скорости приливных течений в численных экспериментах завышены примерно в 2 раза по сравнению с типичными значениями в наших измерениях. Граница расчетной области со
стороны открытого моря задавалась далеко от границы шельфа, чтобы исключить ее влияние на основную изучаемую область.
В результате расчетов мы смогли моделировать генерацию внутренних приливов, пакетов короткопериодных ВВ и их трансформацию (рис. 1), которая при распространении ВВ решающим образом зависит от амплитуды задаваемой скорости течения, толщины и вертикального градиента плотности в пикноклине, а также крутизны континентального склона. Особый интерес представляет процесс формирования внутренних боров (гидравлических прыжков) и их распада с генерацией пакетов короткопериодных волн синусоидального и солитонного типов. При постоянных характеристиках пикноклина и континентального склона, соответствующих типичным значениям в районе натурных экспериментов, критическими для разрушения генерируемых ВВ были значения нормальной к изобатам составляющей скорости течения над склоном между 25 и 30 см/с.
м
20
40
60
80
100
120
20
40
60
80 100 120
Рис. 1. Расчетное поле внутренних волн через 168 ч (а) и 170 ч (б) от начала периодических колебаний скорости течения с составляющими на периодах 12 и 17 ч. Нижней линией обозначено дно моря
Основными видами трансформации ВВ при распространении были: а) формирование крутых переднего и заднего фронтов внутреннего прилива и пакетов короткопериодных ВВ за ними в виде хвостов с затухающей амплитудой- б) формирование солитонов из пакета синусоидальных ВВ и обратный быстрый распад солитонов в цуг синусоидальных ВВ с меньшими амплитудами и периодами. Отмечено, что полное разрушение ВВ (пересечение изолиний плотности, при котором счет прекращался) происходит при быстром росте амплитуды и крутизны волн преимущественно вблизи границы шельфа в фазе отлива и при приближении к берегу при выходе термоклина на мелководье. В первом случае ВВ разрушаются вследствие увеличения их крутизны, когда генерируемые отливом и распространяющиеся в сторону берега высокочастотные ВВ догоняют замедляющиеся пакеты ВВ, порожденные в предшествовавшей фазе прилива. На рис. 1 показана такая близкая к критической ситуация над границей шельфа, разрешившаяся генерацией пакета высокочастотных ВВ с малой амплитудой. Во втором случае разрушение обусловлено резким ростом нелинейности при приближении термоклина к дну, особенно в области их контакта. Этот процесс, оказывающий значительное воздействие на продуктивность и состояние экосистем в прибрежной зоне моря, послужил основным объектом наших экспериментальных исследований.
Теоретическим и экспериментальным исследованиям процессов в придонном термоклине уделяется довольно много внимания в последнее десятилетие, поскольку эти процессы оказывают значительное воздействие на гидрофизические, биологические, экологические, морфологические и геофизические процессы в шельфовой зоне морей и океанов [6, 7, 11−13]. В теоретических работах исследовались главным образом генерация и трансформация внутренних приливов и солитонов, чего явно недостаточно для объяснения результатов наблюдений и натурных экспериментов. Наши наблюдения и эксперименты проводились в различных условиях и включали измерения различных параметров и процессов. Здесь мы остановимся только на нескольких моментах, важных для физического представления и понимания динамических процессов в прибрежной зоне моря при наличии устойчивой стратификации плотности.
На рис. 2 представлен временной разрез вертикальной структуры температурного поля в течение 4 сут в десятиметровом придонном слое при глубине дна 21 м. Можно видеть распространение объемов холодной воды внутри квазиоднородного теплого слоя. Интервалы времени между прохождением объемов холодной воды близки к приливным
48 54 60 бб 72 78 84 90 96 I ч
Рис. 2. Временной разрез колебаний температуры в придонном слое
периодам 12 и 24 ч (в районе наблюдений преобладает полусуточный прилив), но отклонения от этого значения (порядка 1−2 ч) говорят о том, что мы наблюдаем не эффект баротроп-ного прилива, а результат трансформации внутренних волн с приливным периодом, которые генерируются вблизи границы шельфа. Поскольку внутренний прилив движется к берегу в среде с меняющимися во времени и пространстве горизонтальной и вертикальной структурами поля плотности, то в точку регистрации он приходит с периодичностью, которая флуктуирует относительно строгой периодичности баротропного (поверхностного) прилива.
Важнейшим обстоятельством здесь является то, что в рассматриваемом слое отсутствует непрерывный термоклин, т. е. квазипериодические объемы воды с повышенной плотностью (вслед за зарубежными авторами будем называть их «болюсы») не являются внутренними волнами. Они распространяются сквозь практически однородную среду, какое-то время сохраняя свою внутреннюю устойчивую стратификацию, и переносят не только массу, но и большую кинетическую и потенциальную энергию породивших их внутренних волн. Внутри этих объемов мы видим короткопериодные флуктуации с различными амплитудами.
Очевидно, что при дальнейшем распространении на мелководье эти образования должны разрушиться и диссипировать свою энергию через мелкомасштабную турбулентность, но наличие устойчивой стратификации внутри них приводит к тому, что разрушающиеся долгопериодные крупномасштабные образования генерируют сначала пакеты короткопериодных внутренних волн, которые превращаются (рассыпаются) в более мелкие болюсы, некоторое время продвигающиеся дальше своих «родителей». Этот процесс можно видеть на рис. 3: вследствие уменьшения глубины дна волны внутреннего прилива уже разрушились и распространяются только возмущения с временными масштабами от 3 до 6 ч. В течение первых 12 ч внутри этих болюсов сохраняются ядра холодной воды, но после 21 ч мы видим начало дальнейшего каскадного разрушения этих образований. Инерционность и частота опроса датчиков в используемых в данной статье измерениях не позволяют проследить за процессом вплоть до масштабов вязкой турбулентной диссипации, но в работе [3]
О 2 -4 6 8 10 12 14 16
17 19 21 23 25 Г 29 31 33 «. ч
Рис. 3. Заплеск и разрушение короткопериодных ВВ в 15-метровом придонном слое (начало измерений 01. 09. 2011, 06: 22)
с использованием спектрального анализа колебаний температуры на различных горизонтах показано, что описанный процесс приводит к генерации горизонтальной турбулентности, интегральные масштабы которой по нашим оценкам порядка полудлины волн, выходящих на мелководье. Горизонтальная турбулентность приводит к резкому увеличению горизонтальных пульсаций поля скорости в придонном слое по сравнению с пульсациями в вышележащих слоях, где распространяющиеся ВВ близки к линейным или слабо нелинейны.
В придонном слое резко возрастают вертикальные пульсации скорости, энергия горизонтальных компонент скорости и горизонтальные потоки импульса (рис. 4). Физически и теоретически это обусловлено неразрывностью жидкости, поскольку при сильной нелинейности амплитуды увеличиваются, вершины волн обгоняют подошвы, возрастают направленные вверх вертикальные скорости, а в нижних слоях — компенсационные горизонтальные пульсации скорости. Фронт волны становится неустойчивым, вдоль него появляются квазипериодические флуктуации амплитуды и скорости распространения.
Рис. 4. Временной разрез поля температуры (а) и колебания горизонтальных потоков импульса (б), энергии горизонтальных (в) и вертикальных пульсаций скорости внутри стратифицированного слоя (горизонт 12 м) и у дна (г)
Гидробиологические эффекты внутренних волн
Главный биологический эффект ВВ является глобальным. Он обусловлен тем, что сезонный термоклин, в котором распространяются ВВ, почти везде находится в пределах фотического слоя. Соотношение глубины проникновения фотосинтетически активной радиации и глубины залегания термоклина — важнейший фактор интенсивности фотосинтеза (с учетом толщины и градиента плотности в термоклине), а тем самым продуктивности и структуры экосистем океана. Скачки плотности, обусловленные вертикальным распределением температуры и солености, являются зонами повышенной концентрации пассивного фитопланктона и зоопланктона, но в то же время они затрудняют перенос кислорода и двуокиси углерода из атмосферы на глубину, а также необходимых для первичной продукции питательных веществ (органики и минералов) из глубинных слоев в зону фотосинтеза. К тому же при большой концентрации фитопланктона резко усиливается затухание света с глубиной, т. е. появляется отрицательная обратная связь, ограничивающая величину первичной продукции на единицу площади.
Внутренние гравитационные волны приводят к самым быстрым перемещениям термоклина на десятки метров по вертикали и оказывают разнонаправленное воздействие на биоту. Многие виды фитопланктона подвержены фотоповреждениям от избыточной ультрафиолетовой радиации при быстром подъеме водных слоев. В то же время внутренние волны приводят к эффективному перемешиванию и переносу свойств, намного превышающему молекулярную диффузию, и к формированию тонкой вертикальной структуры поля плотности [2, 9, 10]. При равном перепаде температур между верхней и нижней границами термоклина наличие тонкой вертикальной структуры приводит к значительному увеличению потоков тепла и различных субстанций, проходящих сквозь термоклин, поскольку скачки плотности на ступеньках намного меньше полного скачка до появления тонкой структуры, и на тонкоструктурных прослойках появляются высокочастотные и короткие волны, увеличивающие волновую диффузию за счет нелинейных взаимодействий. В целом в средних и высоких широтах преобладает положительное воздействие ВВ и тонкой вертикальной структуры на фито- и зоопланктон, характерным примером чего является высокая продуктивность Охотского моря.
Важнейшим параметром, связанным с концентрацией фитопланктона и его первичной продукцией, является флуоресценция хлорофилла. На рис. 5 можно видеть, что две зоны максимальных значений флуоресценции четко отслеживают волновые колебания термоклина, хотя они разделены зоной пониженных значений. По-видимому, в данном случае присутствуют две группы фитопланктона, одна из которых отдает приоритет свету (в верхней части термоклина), другая — концентрации питательных веществ. Такая интерпретация подтверждается тем фактом, что абсолютный максимум фотосинтеза наблюдается в нижней части термоклина во второй половине дня, а при наступлении темноты обе зоны сближаются на промежуточной глубине.
В шельфовых зонах воздействие ВВ намного усиливается по сравнению с открытым морем. Как показывают наблюдения и моделирование, ВВ в этих зонах постоянно генерируются приливными движениями и любыми другими, имеющими составляющую поперек континентального склона. При глубинах дна 100−150 м их воздействие на вертикальный перенос питательных веществ из придонного слоя в фотический намного больше, чем в океане. Но максимальный эффект достигается при приближении термоклина и ВВ ко дну при выходе на мелководье. Заплеск В В в зону отсутствия термоклина, их разрушение с генерацией горизонтальной и трехмерной турбулентности приводят к интенсивному перемешиванию, формированию слоя воды, насыщенного морскими и терригенными питательными веществами. Типичный для шельфа Японского моря резкий термоклин, колебания которого с амплитудой около 10 м и длиной волны 15−20 км явно обусловлены внутренним приливом, выходит на мелководье таким образом, что захватывает весь
Рис. 5. Временные колебания термоклина (а) и флуоресценции (б) в шельфовой зоне Японского моря
придонный слой от 22 до 35 м (рис. 6а). В этом слое наблюдается резкий максимум флуоресценции хлорофилла, вытягивающийся в сторону моря на расстояние около 15 км. Резкий максимум мутности, которая отражает концентрацию питательных веществ и планктона, начинается в том же интервале глубин на мелководье (рис. 6б), но он расплывается по глубине и распространяется уже за границу шельфа. Повышенная мутность является результатом описанного выше разрушения ВВ на мелководье (внутренний прибой) и перемешивания с захватом прибрежных донных отложений. Перемешивание в этой зоне формирует слой воды с промежуточной плотностью между теплой прибрежной водой и холодной, принесенной внутренними волнами. При отливе эти воды выносятся от берега на промежуточных глубинах, увеличивают там содержание питательных веществ и уменьшают средний вертикальный градиент плотности, облегчая вертикальное перемешивание во всей шельфовой зоне ниже термоклина, куда не достает ветровое перемешивание.
0 2 4 б 8 10 12 1−1 16 18 X, мили
09. 09. 2010
Рис. 6. Пространственный разрез полей температуры (а), флуоресценции (б) и мутности (в) в шельфовой зоне Японского моря
Таким образом, поскольку первичная продукция фитопланктона является начальным звеном продукции всей биомассы в океане, можно заключить, что локальные процессы усиления нелинейности внутренних волн и их разрушения при выходе термоклина на мелководье оказывают значительное воздействие на продуктивность и состояние экосистем шельфовой зоны моря.
ЛИТЕРАТУРА
1. Ильичёв В. И., Навроцкий В. В. Волновой перенос в стратифицированных жидкостях // ДАН СССР. 1987.
Т. 294, № 2. С. 462−467.
2. Ильичёв В. И., Навроцкий В. В. Генерация внутренних волн и вертикальная структура температуры вблизи границы шельфа // ДАН СССР. 1987. Т. 294, № 1. С. 216−220.
3. Навроцкий В. В., Ляпидевский В. Ю., Павлова Е. П., Храпченков Ф. Ф. Внутренние волны и перемешивание в шельфовой зоне моря // Изв. ТИНРО. 2010. Т. 162. С. 324−337.
4. Навроцкий В. В., Изергин В. Л., Лозовацкий И. Д. Внутренние волны и тонкая структура гидрофизических полей в шельфовой зоне моря // Дальневосточные моря России. Кн. 1. Океанологические исследования. М.: Наука, 2007. С. 517−527.
5. Навроцкий В. В., Изергин В. Л., Павлова Е. П. Генерация внутренних волн вблизи границы шельфа // ДАН. 2003. Т. 388, № 2. С. 249−253.
6. Grimshaw R., Pelinovsky E., Talipova T. Modelling Internal Solitary Waves in the Coastal Ocean // Surv. Geophys. 2007. Vol. 28. Р. 273−298.
7. Haren H. van. Internal wave-turbulence pressure above sloping sea bottoms // J. Geophys. Res. 2011. Vol. 116. P. 1−10.
8. Huang N.E., Shen Z., Long S.R. et al. The Empirical Mode Decomposition Method and the Hilbert Spectrum for Non-stationary Time Series Analysis // Proc. R. Soc. London. Sect. A. 1998. Vol. 454. P. 903−995.
9. Navrotsky V.V. Mixing caused by internal waves and turbulence: a comparative analysis // J. Mar. Syst. 1999. Vol. 21. P. 131−145.
10. Navrotsky V. V., Lozovatsky I.D., Pavlova E.P., Fernando H.J.S. Observations of internal waves and thermocline splitting near a shelf break of the Sea of Japan (East Sea) // Cont. Shelf Res. 2004. Vol. 24. P. 1375−1395.
11. Scotti A., Pineda J. Observation of the very large and steep internal waves of elevation near the Massachusetts coast // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. L22307.
12. Scotti A., Beardsley R.C., Butman B., Pineda J. Shoaling of nonlinear internal waves in Massachusetts Bay // J. Geophys. Res. 2008. Vol. 113. C08031.
13. Umeyama V., Shintani T. Visualization analysis of runup and mixing of internal waves on an upper slope // J. Waterw. Port Coastal Ocean Eng. 2004. Vol. 130, N 2. P. 89−97.

Показать Свернуть
Заполнить форму текущей работой