WWW.DOC.KNIGI-X.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Различные документы
 

Pages:     | 1 | 2 || 4 |

«’Ю. П. Доронин Р Е Г И О Н А Л Ь Н А Я О К Е А Н О Л О Г И Я ДОПУЩЕНО МИНИСТЕРСТВОМ ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ СССР В КАЧЕСТВЕ ...»

-- [ Страница 3 ] --

Ориентировочно его оценивают в 135 тыс. км3/год.

В Охотское море поступают еще сильно трансформированные в Японском море воды тихоокеанского происхождения через про­ лив Лаперуза. Объем этих вод по косвенной оценке определяется примерно в 15 тыс. км3/год. Сезонная изменчивость притока вод в Охотское море пока еще надежно не определена.

Не лучше изучен пока перенос тихоокеанских вод в Берин­ гово море через проливы Алеутской гряды. Оценка объема этого переноса сделана в основном по вычисленным динамическим мето­ дом скоростям течений [1]. Согласно расчетам, основное поступ­ ление тихоокеанских вод происходит через проливы Ближний, Амчитка и Булдырь. В первом из них тихоокеанские воды в море поступают от поверхности до дна со средней скоростью 2—4 см/с.

Хотя часть площади сечения пролива занимают выходящие из Берингова моря воды, но общая площадь- настолько велика, что даж е при таких малых скоростях течения в море заходит около 454 тыс. км3 вод. Также от поверхности до дна проходят тихо­ океанские воды в менее глубоком прол.. Амчитка, где скорость течения 6— 10 см/с и объем переносимых вод оценивается в 138 тыс. км3/год. Поток вод в море через проливы Булдырь и Амухта. оценен в 22 тыс. км3/год. Естественно, что и через дру­ гие проливы, но в меньших объемах существует заток тихоокеан­ ских вод. Так, глубже 3 км в Камчатском проливе происходит перенос глубинных вод в Берингово море. Приравнивание его невязке уравнения водного баланса моря дает оценку поступаю­ щих вод в 84 тыс. км3/год. Суммирование перечисленных объемов вод показывает, что ежегодно в Берингово море поступает примерно 700 тыс. км3 тихоокеанской воды, что составляет более 19 % всего объема моря.



Несмотря на то что приведенные оценки поступающих тихо­ океанских вод в моря весьма ориентировочны и не учитывают ветрового переноса, порядок этих величин, по-видимому, не изме­ нится, так- как ветровой перенос концентрируется в сравнительно тонком верхнем слое. Несомненно, что роль этих вод в гидроло­ гическом режиме всех морей должна быть велика.

Циркуляция вод в дальневосточных морях сильно зависит от объема поступающих в них тихоокеанских вод, места их захода, морфометрии и местных.циркуляционных факторов. Важную роль играют очертания моря около пролива. Так, южная часть Япон­ ского моря представляет собой как бы расширение Корейского пролива, поэтому струя Цусимского течения постепенно распла­ стывается по всей этой акватории (рис. 9.3). Это течение просле­ живается до 500^—700 м, так как выходящий из Корейского про­ лива поток вод увлекает подстилающие воды и в пределах этого слоя градиентная составляющая скорости еще превосходит плотностную.

Вследствие прохождения Цусимского течения у западных бере­ гов Японских островов, уровень моря здесь оказывается в среднем выше на 20 см, чем в Тихом океане у восточных берегов Японии.

Поэтому уже в первом по пути движения вод этого течения Сангарском проливе происходит интенсивный сток вод в Тихий океан.

Примерно 62 % вод Цусимского течения уходит через этот пролив, вследствие чего далее оно становится сильно ослабленным. Еще около 24 % объема поступающих из Корейского пролива вод сте­ кает через прол. Лаперуза и уже севернее его поток^теплых вод становится крайне незначительным, но все же проникает в Татар­ ский пролив. В нем из-за малости сечения пролива Невельского большая часть этих вод поворачивает на юг.

–  –  –

По мере продвижения, потока вод в Цусимском течении к се­ веру в него включаются воды других течений и от него отчле­ няются струи.





В частности струи, отклоняющиеся к западу перед Татарским проливом, сливаются с выходящими из него водами, формируя идущее с небольшой скоростью к югу Приморское тече­ ние. Южнее зал. Петра Великого это течение разделяется на две ветви: прибрежная продолжает движение на юг и частично отдель­ ными струями вместе с возвратными водами Цусимского течения в вихревых круговоротах.выходит в Кор’ейский пролив, а восточная струя отклоняется к востоку и соединяется с Цусимским течением.

Прибрежную ветвь называют Северо-Корейским течением. Вся перечисленная система течений образует общую для всего моря циклоническую циркуляцию, в которой восточная периферия состоит из теплого течения, а западная — из холодного.

Скорости течений в южной половине моря выше, чем в север­ ной. Вычисленные динамическим методом они в верхнем 25-метроI вом слое Цусимского течения летом убывают от 70 с м/с в Корей­ ском проливе примерно до 20 см/с на широте прол. Лаперуза и становятся менее 10 см/с в Татарском проливе. Скорость холод­ ного течения существенно меньше. Она увеличивается к югу от нескольких сантиметров в секунду на севере примерно до 10 см/с в южной части моря. С глубиной скорость течения убывает, и на глубине 100 м она равна примерно'7з поверхностной в Цусимском течении и не превышает 1—5 см/с— в Приморском. На глубине 200 м в средних широтах моря скорости в теплом течении убы­ вают до 10 см/с, а в холодном не превышают 2—3 см/с [27]. Но общая картина циклонической циркуляции вод сохраняется.

В Охотском море изобарические поверхности в пределах верх­ них 1000 м в целом понижаются от Курильской гряды на северозапад. Только в юго-восточной части моря над южной периферией котловины выделяется небольшая область с повышением динами­ ческих поверхностей. Это видно по уровню моря (рис. 9.4).

Из-за такого наклона уровенной поверхности заходящие в море через:

проливы Курильской гряды тихоокеанские воды образуют большой циклонический круговорот. В его сечении по широте четко выде­ ляются течения с северной составляющей в восточной части моря и с южной — в западной (рис. 9.5). В отличие от Японского моря тихоокеанские воды здесь движутся по всей глубине моря с при­ мерно одинаковыми скоростями. Лишь в прибрежной зоне возникаются вдольбереговые течения с повышенными скоростями, обу­ словленными ростом уровня у берегов, который всегда имеет место при циклоническом характере циркуляции.

Эти течения, продолжая друг друга, обходят берега моря про­ тив часовой стрелки и отдельные участки этой циркуляции полу­ чили наименования по их географическому положению:, течения Камчатское, Пенжинское, Амурское, Восточно-Сахалинское.

Если в глубине трансформация ’ ихоокеанских, вод в течении т слабая, то в поверхностных слоях моря течения с южной состав­ ляющей вдоль материка и о. Сахалин содержат воды местного происхождения.

Сильно трансформированные воды тихоокеанского происхожде­ ния проникают в Охотское море из Японского через прол. Лапе­ руза и в виде сильного течения Соя со скоростями до 50—60 см/с движутся на восток. Очень небольшой объем вод поступает в Охотское море через пролив Невельского.

В соответствии с особенностями рельефа дна и очертаниями берегов на общем фоне переноса вод против часовой стрелки обра­ зуются локальные циркуляции.

В еще большей степени поступление тихоокеанских вод оказы­ вает влияние на течения в Беринговом море. Как уже отмечалось* 'проходящее вдоль южного склона Алеутской гряды на запад Аля­ скинское течение, прижимается к гряде и от него отходят ответ­ вления потоков, заходящих в Берингово море. В динамическом рельефе уровенных поверхностей моря имеет место наклон от его восточной части к юго-западной. Поэтому вычисленные динами­ ческим методом течения широкой струей вдоль материкового склона устремляются на северо-запад, разделяя море на две части (рис. 9.6). По мере приближения к материку этот поток р а з д е -' ляется на две ветви, одна из которых поворачивает на запад и вдоль Камчатки в виде Восточно-Камчатского течения направ

–  –  –

Р и с. 9.6. П оверхностны е течени я Б ер и н го в а м о р я [1].

рый ежегодно выносится в Чукотское море в среднем около 36 тыс. км3 воды.

Эпизодически через Берингов пролив При устойчивом и силь­ ном ветре северных румбов проходят воды Чукотского моря, но объем их небольшой и они не распространяются далеко к югу, сливаясь с основным потоком. В этой части моря выделяются Анадырское течение, начинающееся от лимана р. Анадырь и оги­ бающее м. Наварин, и течение Лаврентия, проходящее восточнее о. Св. Лаврентия.

Скорости градиентных течений невысокие. На большей части поверхности моря они не превышают 10 см/с, а в центральной части юго-западного круговорота и того меньше. Только вблизи Алеутской гряды, у Берингова пролива и в Восточно-Камчатском течении скорости возрастают до 30— 50 см/с. С глубиной скорости течений уменьшаются до 1—4 см/с на горизонте 1 км в подавляю­ щей части моря, а к глубине 2 км они уменьшаются до 1 см/с и меньше.

Приведенная картина циркуляции вод во всех морях сохра­ няется во все сезоны года, но скорость течений, особенно поверх­ ностных, меняется существенно. Это связано с интенсивностью поступления в моря тихоокеанских вод и с изменчивостью ветро­ вых течений. О С Н О В Н Ы Е Ч Е Р Т Ы П Р И Л И В О В И В О Л Н Все дальневосточные моря имеют сравнительно небольшие раз­ меры для развития в них сколько-нибудь значительных собствен­ ных приливов, но достаточно открыты для проникновения в них приливной волны из Тихого океана. Последняя, проходя с опреде­ ленной периодичностью во все проливы, создает явление излучения из них волн, которые в результате взаимодействия между собой и с дном бассейна создают в нем сложную картину регуляр­ ных колебаний уровня и течений. Уже отмечалось, что такое явле­ ние называется индуцированным приливом. Он по амплитуде коле­ баний и скоростям течений значительно больше собственного, по­ этому приливные явления во всех рассматриваемых морях обусловлены практически полностью волнами, которые распростра­ няются из проливов. К ним приливная волна из Тихого океана подходит в разное время. Следовательно, и они излучают волны со сдвигом фаз. Кроме того, морфометрия и размеры проливов различны. Это влияет на высоту излучаемой волны и перенос через них энергии приливной волны. В результате такого различия в вынуждающих колебания факторах приливные явления в морях имеют более сложный характер, чем в прилегающем к ним ре­ гионе океана.

Наиболее открыты для поступления в них волн приливного происхождения Берингово и Охотское моря. Данные наблюдений показывают, что со стороны океана к Алеутской и Курильской грядам подходят приливные волны различного типа. В западной и восточной частях Алеутской гряды в приливе смешанного типа преобладают полусуточные составляющие, а в центральной — су­ точные. Таков же тип приливов у Курильской гряды. К ее централь­ ной части подходит приливная волна неправильного суточного типа, а к южной и северной частям — неправильного полусуточного.

Если воспользоваться показателем прилива, т. е. отношением высот/ Ри с. 9.7. Х а р ак тер при ли вов в Б ери н говом море.

/ — неправильный полусуточный; 2 — полусуточный; 3 — неправильный суточный прилив;

изолинии — котидали полусуточного прилива; цифры — наибольш ая величина прилива, м.

главных суточных волн к высотам главных полусуточных волн г], то в алеутских проливах это отношение меняется от 1,3 до 4,3 [17]. Примерно такого ж е порядка г) в проливах Курильской гряды. Это означает, что периодичность излучения волн через раз­ ные проливы различная. Помимо этого составляющие приливных волн подходят в разное время к различным проливам. Например, волна М 2 к восточному концу Алеутской гряды подходит примерно на 2 ч раньше, чем к западному. Примерно столько же времени они продвигаются вдоль Курильской гряды. Поэтому через про­ ливы этих гряд в Берингово и Охотское моря проходят волны разной периодичности с различным фазовым сдвигом и высотой.

Проходящая через Камчатский пролив волна неправильного су­ точного прилива вызывает приливные явления этой же периодич­ ности в прилегающем регионе (рис. 9.7).

Наиболее мощная приливная волна неправильного полусуточ­ ного типа входит в Берингово море через большие проливы и продвигается к северу, проходя глубоководную часть примерно за 4 ч.

На мелководье ее продвижение резко замедляется,, что видно по котидальным линиям, а в заливах Анадырском и Нортон она приводит к образованию стоячих волн. Результатом их взаимо­ действия являются амфидромии с вращением котидалей против часовой стрелки.

В северную часть моря через Берингов пролив проникает при­ ливная волна из Чукотского моря. Она имеет меньшую высоту, чем беринговоморская, поэтому влияние последней на приливах Чукотского моря проявляется сильнее.' В восточной части моря морфометрия дна и берегов создает условия для формирования больших колебаний уровня, величины которых в длинных, сужаю­ щихся заливах в сизигию превышают 5—8 м. В северной части моря за о. Св. Лаврентия из-за диссипации энергии волн величина колебаний уровня.становится менее 1 м.

В характере приливных явлений Охотского моря много общего с изложенным для Берингова моря. В нем прилив, также форми­ руется волнами, поступающими через Курильские проливы. Волна, выходящая из прол. Лаперуза, может влиять на характер прилива только в прилегающей к нему южной части моря, так как вели­ чина прилива у пролива в Японском море не превышает 0,5 м.

Еще слабее влияние приливной волны, проходящей из Японского моря через прол. Невельского из-за малого сечения последнего.

Наиболее, энергетически значимые волны поступают через круп­ ные проливы центральной части Курильской гряды. В них, как уже отмечалось, преобладает суточная составляющая, поэтому ее распространение позволяет получить представление о распростра­ нении самой волны.

По котидальным линиям (рис. 9.8) видно, что сначала волны начинают поступать в северные проливы, а потом в более южные. Сдвиг по фазе для суточной составляющей при­ лива составляет 3 ч. Далее волны из отдельных проливов продви­ гаются по направлению к материку с разной скоростью в зависи­ мости от глубины. При этом происходит сложение волн, приво­ дящее к результирующему колебанию различной частоты, т. е. раз­ личным типам приливов (см. рис. 9.8). Особенно они разнообразны у побережья о. Сахалина и перед входом в Пенжинский залив.

По-видимому, это обусловлено особенностями морфометрии бас­ сейна и характеристиками суммируемых волн. Такой анализ можно выполнить только посредством моделирования, используя систему уравнений (1.11)— (1.13).

Особенно высокие приливы в Пенжинской губе, где их вели­ чина может превышать 10 м. Если воспользоваться формулой Грина, то по морфометрическим характеристикам всего Пенжинского залива в вершине его губы высота приливной волны должна увеличиваться примерно в 4 раза. Перед входом в залив наиболь­ шая возможная ее величина составляет около 4 м, поэтому даже уменьшение высоты передвигающейся вверх по заливу волны из-за трения не может скомпенсировать влияния морфометрических характеристик региона, исключительно благоприятных для роста величины прилива.

Приливные явления в Японском море менее интенсивны, чем В рассмотренных морях, но природа их такая же. Они также выР и с. 9.8. Х ар ак тер при ли вов в ОХотском м оре [17].

/ — суточный; 2 — неправильный суточный; 3 — неправильный полусуточный прилив.

званы проникновением приливных волн через проливы. Однако сечение проливов существенно меньше, чем в Алеутской и.Куриль­ ской грядах, поэтому общая поступающая энергия волн также меньше. Основная волна, вызывающая приливы в Японском море, поступает через Корейский пролив. Его сечение почти на порядок больше остальных, и максимальное изменение уровня на входе в него из Восточно-Китайского моря составляет около 3 м. Вели­ чина прилива на входе в Сангарский пролив менее 2 м, еще меньше в прол. Лаперуза. Из-за диссипации энергии высота волн в двух последних проливах особенно быстро уменьшается, и на выходе из них высота приливных волн составляет не более lU от их значений на входе.

Через прол. Невельского сколь-нибудь энергетически значимая волна проникнуть не может из-за его малых размеров.

Период поступающих в море волн различный. В Корейский пролив входит волна полусуточного прилива, в Сангарский— неРи с. 9.9. Х а р ак т ер при ли вов в Я пон ском м о р е '[17].

1 — полусуточный; 2 — неправильный полусуточный; 3 — неправильный суточный прилив.

правильного полусуточного и в прол. Лаперуза — неправильного суточного. В результате трансформации поступающих волн под воздействием рельефа дна и берегов, а также их взаимодействия в море создается сложная картина колебаний уровня и течений.

При выходе из сравнительно мелководных проливов в более глубо­ кое и открытое водное пространство волны распространяются по всем направлениям и их высота уменьшается (рис. 9.9).

16 З ак аз № 427 Приливные течения в морях слабые. Их скорость составляет 0,1—0,2 м/с. Только в проливах скорость периодического течения увеличивается до 1—2 м/с. Несколько меньше она в проливах Лаперуза (до 1 м/с) и в Корейском (до 0,4—0,6 м/с). Особенно ве­ лика скорость приливных течений в проливах Шантарских остро­ вов, где они достигают 4 м/с.

Таким образом, в приливных явлениях всех трех морей много общих черт. Прилив в них индуцирован поступлением через про­ ливы приливных волн, но из-за различия в сечениях проливов интенсивность приливов в морях разная. Взаимодействие входя­ щих в моря волн друг с другом и влияние морфометрии морей приводят к разнообразным типам приливов, даже в пределах не­ больших регионов.

Во всех дальневосточных морях имеются благоприятные усло­ вия для развития интенсивного волнения. Все они глубоководные и имеют большие водные пространства с линейными размерами порядка расстояний предельного разгона Хт а над морями зна­ чительна повторяемость больших скоростей ветра, поэтому харак­ теристика установившегося волнения может рассматриваться только как функция скорости ветра.

Данных режимного характера по спектрам ветра и волнения пока еще не имеется, но из-за узости энергетически значимой части спектра волнения вполне допустимо использование элемен­ тов волн заданной обеспеченности. Чаще всего при характеристике волнения используются средние значения высоты волн, длины и периода. Из «Динамики океана» известно, что их обеспеченность составляет около 50 %. Для определения этих средних характе­ ристик волн используются чаще всего эмпирические формулы, приведенные в гл. 1. Они позволяют только по одной скорости ветра и расстоянию от берега оценить средние значения элемен­ тов волн. В соответствии с распределением скорости ветра наибо­ лее интенсивно волнение во всех морях осенью. В этот сезон пов­ торяемость волнения и зыби в 5 баллов и более, т. е. высотой более 3 м, увеличивается с юга на север. В Японском море она 10— 15 %, в юго-восточной части Охотского моря увеличивается до 20%,. а в южной части Берингова моря превышает 40%.

Обычно осенью увеличивается повторяемость прохождения тайфу­ нов, сопровождаемых штормовыми ветрами, а в Беринговом море усиливается циклоническая деятельность. Поэтому в этот период наиболее вероятно появление исключительно высоких волн. С обес­ печенностью 3 % высота таких волн в Беринговом море и Охот­ ском составляет 16 м и в Японском 12 м.

Зимой развитию волнения препятствует ледяной покров. Наи­ более сильно его влияние проявляется в Охотском море, где откры­ тая вода остается только вблизи Курильской гряды. В Беринговом море не покрывается льдом только его южная часть, состав­ ляющая примерно Vs с общей площади моря. Уменьшение длины разгона волн приводит к тому, что повторяемость волнения силой 5 и более баллов уменьшается до 20 %. Вся центральная и южная часть Японского моря остается зимой свободной ото льда и поэ­ тому характер волнения здесь остается такой же, как осенью.

Наиболее спокойны в отношении волнения дальневосточные моря летом, когда только в восточной половине Берингова моря повторяемость волнения силой 5 баллов и более составляет 10 %.

В остальной части региона волнение слабее.

9.5. Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д

Интенсивный водообмен дальневосточных морей с Тихим океа­ ном приводит к тому, что воды этих морей состоят из трансформи­ рованных в большей или меньшей степени тихоокеанских вод. Наи­ более близки по термохалинной структуре и по характеру затока воды, поступающей из Тихого океана, Берингово и Охотское моря.

Через проливы Алеутской и Курильской гряд в них заходят поверх­ ностные, промежуточные, а через ряд проливов и глубинные воды.

Верхний слой этих вод отличается пониженной соленостью, у по­ верхности в большинстве районов близкой к 32,5 % и лишь около о центральной части Алеутской гряды повышающейся до 33 % о.

С глубиной в пределах верхних 200 м она быстро повышается до 33,6—33,8 % Далее скорость роста S уменьшается и промежуточ­ о.

ные тихоокеанские воды на глубине 1 км имеют соленость при­ мерно 34,4 % Соленость глубинных вод на горизонте 2 км 34,6 % о. о.

Температура верхнего слоя поступающих вод имеет довольно большой сезонный ход, меняясь^у поверхности от 1 до 10°С.

С глубиной он естественно убывает и на горизонте 500 м темпе­ ратура воды примерно 3—3,3 °С. У промежуточных вод на глу­ бине 1 км она 2,7 °С и у глубинных на горизонте 2 км 1,8 °С [4].

По мере продвижения тихоокеанских вод в морях происходит их трансформация, естественно, наиболее интенсивная в пределах верхних слоев.

В осенне-зимний период из-за теплоотдачи в атмосферу и пони­ жения температуры воды, а позднее и из-за осолонения при обра­ зовании льда, развивается конвекция. При описанной начальной стратификации поступающих вод и большой отдаче тепла в атмо­ сферу глубина ее распространения достигает в Беринговом море 200 м, а в Охотском 150 м. Соленость воды в конвективном слое находится в пределах 33,0—33,3 %, т. е. равна средней в этом слое солености исходных вод с небольшой добавкой в результате выделения солей при росте льда. Температура воды в этом слое становится меньше исходной, понижаясь в южных и юго-восточных районах до 2—3 °С и до отрицательных значений — в северных.

Конкретные значения толщины слоя конвективного перемешива­ ния, солености и температуры воды в нем зависят от интенсивности осенне-зимнего теплообмена с атмосферой и термохалинной стра­ тификации вод. Наиболее просто они определяются из уравнений {2.6"). Эти формулы дают возможность оценить характеристики трансформированной тихоокеанской воды.: В южных районах морей, где потоки тепла в атмосферу меньше, приток осадков 16* больше, а температура воды выше, чем в северных, толщина h оказывается минимальной, а температура максимальной. К северозападу, где теплоотдача в атмосферу больше, h увеличивается, а Т понижается. Образовавшуюся таким образом воду принято считать водой местного формирования и' называют беринговоморской и охотоморской водными массами в соответствующих морях.

Летом происходит прогрев этих вод, но из-за повышения устой­ чивости плотностной стратификации вследствие повышения.темпе­ ратуры и понижения солености от летних осадков, а вблизи берегов и речного стока, он не распространяется на весь слой конвекции.

В основном сезонный рост температуры и понижение солености сосредоточены в слое ветрового перемешивания. Его толщина в установившемся состоянии может быть.определена по формуле (2.5), которая при учете адвекции тепла Фг и соли фг записы­ вается в виде.

_1 (9.1) h — 2р2| | U |3 g—1 (Фо + Ф h + Ф г) — s (фо ~ Ь Фа ~г фг) ~ Из-за того, что летом скорость ветра незначительная, а поток тепла Ф о0 и поток солей ф о0 вызывая увеличение устойчиво­ сти вод верхнего слоя моря, что находит отражение в росте зна­ менателя формулы (9.1), толщина верхнего перемешанного слоя оказывается небольшой. В открытых районах Охотского моря ftбольшей частью не превышает 10—25 м [21] и в Беринговом море составляет 25— 50 м, уменьшаясь с юга на север [1]. Такое раз­ личие в толщине квазиоднородного слоя обусловлено более силь­ ным ветром в Беринговом море, меньшим потоком тепла Ф0 и несколько меньшей устойчивостью в сезонном термоклине.

Последнее способствует большему оттоку тепла Ф/г0 вглубь и притоку солей фд0, чем в Охотском море.

В северной шельфовой зоне Берингова моря h уменьшается из-за более интенсивного распреснения речным стоком. Добавоч­ ное распреснение, как и в Охотском море, обусловлено таянием м.орских льдов. В этих районах при, вычислении ф0 к осадкам следует добавить приток речного стока и талых вод, в сумме обо­ значаемый через /in, поэтому формула для определения ф0 имеет вид Ф = —S 0 (О + /гп + И ).

о (9.2) Нужно только иметь в виду, что все величины в скобках должны иметь размерность массы в единицу времени с единицы площади.

Добавление hn увеличивает ф0 в 2—3 раза а в устьевых рай­ онах еще больше. Поэтому в районах линз распресненных вод h может быть меньше 10 м. В среднем в районе шельфа Берингова моря h убывает с юга на север от 30 до 10 м.

Изменение температуры и солености воды в верхнем переме­ шанном слое морей за летний сезон может быть описано уравне­ ниями (7.9.) и (7.13).

Весной из-за притока лучистой энергии и уменьшения затрат тепла на испарение поток тепла Ф0 быстро растет, достигая максимума в июне, и температура воды в слое толщиной h растет тем быстрее, чем меньше h и больше Ф0. Соленость этого слоя воды весной и летом в обоих морях уменьшается из.-за того, что рассмотренный выше поток солей фо0.

–  –  –

Обмен теплом и солями между верхним перемешанным слоем:'

и подстилающими водами, выражаемый потоками Фн и ср^, ослаб­ ленный вследствие Повышения летом устойчивости термоклина, не вызывает больших изменений температуры и солености глубже h,..

поэтому сформировавшаяся за холодный сезон водная масса со­ храняется и в теплый сезон года в виде холодного промежуточногослоя. Поэтому беринговоморскую и охотоморскую водные массы;

иногда называют промежуточными водами соответствующего моря.

Эти воды хорошо прослеживаются на разрезах (рис. 9.10 и 9.11)..

Воды верхнего перемешанного слоя часто выделяются в спе­ цифическую водную массу летней модификации соответствующего” моря. Она отличается высокой температурой и пониженной соле­ ностью. В связи с пространственным различием потоков тепла и солей, а также неоднородностью толщины этой водной массы в ней наибольшая пространственная изменчивость температуры и солености.

Из рис. 9.10 видно, что даже в глубокой части Берингова моря температура воды.в'августе меняется на 3 °С. Еще больше раз­ личия в северной части моря, где в заливах Нортон и Анадыр­ ском температура воды из-за речного стока превышает 11°С, Р и с. 9.11. Т ем п е р а ту р а и с олен ость. О хотского м о р я на р а зр е з е по 150° в. д.

А вгуст [21].

а между ними в районе выноса вод из Чукотского моря она менее 3 °С. Еще сильнее,меняется соленость этой водной массы: при­ мерно от 33 % в центральной части моря до 25°/оо на выходе из о упомянутых заливов. В самих же заливах вода к устьям рек ста­ новится практически пресной.

Так же велика пространственная изменчивость температуры и. солености поверхностной водной массы Охотского моря (рис. 9.11). В августе температура его поверхности меняется при­ мерно от 15 °С на юге до 2°С в районе апвеллинга у западного берега перед входом в зал. Шелихова. Лишь немного выше темпе­ ратура воды в районе подъема вод на мелководье о. Ионы»

В обоих морях отрицательные аномалии температуры воды отме­ чаются вблизи проливов Алеутской и Курильской гряд из-за при­ ливного перемешивания вод. Пространственная изменчивость соле­ ности поверхностной водной массы в Охотском море так ж е велика, как и в Беринговом. В южной части моря в районе выхода вод из Японского моря она превышает 33,5 % а в областях, где 0, примешиваются речные воды, становится ниже 30 °/оо. Еще сильнее она понижается на устьевых взморьях.

С началом осенней конвекции поверхностная водная масса постепенно размывается и зимой исчезает, принимая значенияг температуры и солености беринговоморской и охотоморской вод,, которые как было отмечено, образуются зимой.

Не затронутая конвективным перемешиванием тихоокеанская:

вода в обоих морях до больших глубин, а в центральных и север­ ных районах — до дна, оказывается теплее, чем рассмотренная:

вода зимнего происхождения. Максимум температуры в ней зале­ гает в Беринговом море на глубинах 0,3—0,4 км и равен 3,4— 3,9 °С, а в Охотском — на глубинах около 1 км и равен1 2,2—2,5 °С. Такое различие объясняется характером поступающейводы, которая представляет собой промежуточную тихоокеанскую' водную массу. Толщину ее слоя выделить трудно из-за плавности вертикальных профилей температуры и солености в ее окрестно­ стях. Ориентировочно по небольшому максимуму устойчивости в Беринговом море ее нижняя граница устанавливается на глу­ бине от 0,6 до 1 км, а в Охотском море — на глубинах до 1,5 км..

Эти воды трансформируются очень медленно по мере движения в общей циркуляционной системе морей. В Беринговом море они проникают до шельфа и в общем циклоническом круговороте боль­ шей частью уходят в океан через Камчатский пролив. За этовремя их температура понижается на 0,2—0,3 °С (см. рис. 9.10 а ).

В Охотском море промежуточные тихоокеанские воды также не проникают в шельфовую область, хотя при приближении к нему в циклонической циркуляции происходит подъем их теплого ядра примерно на 200 м [21]. Различие в температурах северной и южной (выходящей из моря) частей циркуляции здесь не пре­ вышает 0,1—0,2°С. Несмотря на такие небольшие изменения тем­ пературы глубинных' вод, общий поток тепла из-за их большой' массы значительный. Основная его доля идет вверх, в результате средний за год поток тепла у поверхности морей направлен в атмосферу.

Глубже нижней границы промежуточных тихоокеанских вод:

в обоих морях расположены очень однородные воды, называемые глубинными, но природа их должна быть различной. В Беринговом' море до самого дна через Камчатский пролив могут поступать глубинные тихоокеанские воды, а в Охотское они проходят только* до дна наиболее глубокого прол. Буссоль (2300 м). Поэтому ха­ рактеристика этих вод в западной котловине Берингова моря такая же, как в океане перед проливом на соответствующей глубине.

В Охотском же море такое совпадение имеет место только до глу­ бины порядка 2 км. Глубже воды этого моря изолированы от океана и их температура на 0,2—0,3 °С выше, чем на соответ­ ствующем горизонте океана.

Характер термохалинных процессов в Японском море во мно­ гих отношениях отличается от рассмотренных. В первую очередь это объясняется мелководностью проливов, через которые посту­ пают в него воды. Это приводит к изолированности моря, начиная с глубин около 150 м. Важно также то, что поступающая в море через Корейский пролив тихоокеанская вода предварительно про­ ходит через Восточно-Китайское море, в котором она с поверхности трансформируется. Трансформация проявляется в изменении со­ лености в пределах слоя порядка 50 м, выделяемого по скачку S от 0,5 до 1,5 % Летом соленость воды у поверхности пониженная q.

(около 33,6 % о)'и повышается зимой до 34,3 %о. Поэтому иногда воды этого слоя выделяют в отдельную восточнокитайскую вод­ ную массу [17] или просто в поверхностный слой с большими сезонными колебаниями температуры [27]. Глубже этого слоя сезонные изменения температуры и солености сравнительно сла­ бые, а их распределение по глубине характеризуется ростом солености до 34,5—34,7 '% и понижением температуры ко дну пролива летом примерно на 10 °С от 26—27 °С верхнего слоя.

К концу зимы температура поступающих вод от поверхности до дна одинаковая около 12— 13°С.

Эта поверхностная тихоокеанская водная масса субтропиче­ ского происхождения отличается от поверхностной тихоокеанской воды субарктического происхождения, поступающей в Берингово и Охотское моря. Она в виде Цусимского течения продвигается на север, заполняя всю восточную часть Японского моря до глубины 150—200 м. Причем вдоль побережья Японии, где уровень моря выше и происходит опускание верхних вод, толщина слоя тихо­ океанских вод увеличивается до 200 м, а в центральной части моря она уменьшается до 100 м (рис. 9.12).

В соответствии с интенсивностью потока вод через Корейский лролив летом она занимает большую площадь, чем зимой.

На разрезах, представленных на рис. 9,12 а, видно, что темпе­ ратура тихоокеанских вод на последовательных разрезах к северу понижается. Однако это нельзя отождествлять с выхолаживанием потока этих вод. В весенне-летний период все море с юга до севера прогревается. Но поток вод в Цусимском течении до разреза д—е

•от Корейского пролива доходит за 3—4 месяца, поэтому летние значения температуры на нем нужно сопоставлять с теми, которые имеют место весной в проливе. В нем поверхностная температура в это время равна 14— 16 °С.

Летом основной вклад в поток тепла между морем и атмосфе­ рой дает радиационный баланс. Весной и летом Ф0 0, поэтому струя тихоокеанского течения по мере передвижения на север в ве­ сенне-летний период прогревается.

Зимой повсюду Ф о0 и тихоокеанские воды в Японском море охлаждаются. В среднем за год Фо 0, т. е. в среднем за год тихо­ океанские воды в море выхолаживаются и в северных районах их температура примерно на 10 °С ниже, чем в южных. Это является свидетельством огромного потока тепла, отдаваемого тихоокеан­ скими водами в атмосферу.

Таковы же закономерности изменения солености тихоокеанских вод по мере их продвижения к северу в Японском море.

Летом из-за преобладания осадков над испарением ф0 0 и про­ исходит уменьшение солености тихоокеанских вод. Зимой фо0 и происходит осолонение этих вод (см. рис. 9.12 6). Аномально вы­ сокая соленость у о. Хонсю на глубинах от 50 до 300 м связана, повидимому, со струей тихоокеанского течения, проходящего в при­ донном слое Корейского пролива, где соленость весной превышает 34,7 %о.

Такова же картина трансформации собственно тихоокеанских, вод,-входящих в Японское море через Сангарский пролив и смеши­ вающихся с водами, прошедшими через Корейский пролив.

На широте входа в Татарский пролив тихоокеанские воды прак­ тически теряют свои свойства, а сформировавшийся из трансфор­ мированных струй этих вод и речного стока поток вод, продвига­ ющийся на юго-восток в западной части моря, уже относится к водам местного происхождения. Ее называют поверхностной япономорской водной массой. Из рис. 9.12 видно, что эта вода хо­ рошо прослеживается в теплый.период года по более низким зна­ чениям температуры и солености. Зимой же вследствие глубокой конвекции западная часть моря до больших глубин становится практически гомогенной, поверхностная водная масса сливается с глубинной и как самостоятельная пропадает, т. е. она такое же сезонное образование, как поверхностные воды Берингова и Охот­ ского морей.

Воды Японского моря глубже 150 м не имеют непосредствен­ ной связи с Тихим океаном и с соседними морями. Но это не озна­ чает, что поступающие из 'них воды не оказывают влияние на термохалинную структуру глубин Японского моря.

Постоянное фрикционное перемешивание поверхностных вод с подстилающими, распространяющееся до больших глубин конвек­ тивное перемешивание, а также упорядоченные нисходящие потоки у берегов и восходящие в центре моря приводят к передаче энталь­ пии и солей в глубинные слои моря. За длительный период за пре­ делами поверхностных вод сформировалась однородная глубинная вода Японского моря. Она достаточно интенсивно перемешивается, о чем свидетельствует большая насыщенность кислородом, до­ стигающая 70% на глубине 3 км [27], что несравнимо больше, чем в Беринговом и Охотском морях. Ее соленость практически од­ нородна и равна 34,1 % Она оказывается меньше, чем соленость 0._ поверхностных тихоокеанских вод. Это благоприятствует развитию зимней конвекции и передаче свойств верхних слоев моря в глу­ бину.

Температура глубинных вод также меняется мало. Она посте­ пенно уменьшается до глубины порядка 1 км, достигая здесь летом значений 0,3—0,5°С, а к концу зимы из-за конвективного переме­ шивания с холодными верхними водами в западной половине

–  –  –

моря понижаясь до 0,1—0,2 °С. Далее ко дну прослеживается ее увеличение примерно на 0,1 °С.

9.6. Л Е Д Я Н О Й П О К Р О В Д А Л Ь Н Е В О С Т О Ч Н Ы Х М О Р Е Й

Все дальневосточные моря зимой в большей или меньшей сте­ пени покрываются льдом. Большая протяженность по меридиану..каждого моря, обусловленный этим меньший прогрев летом и более ранний переход потока тепла Ф0 к отрицательным значениям осенью в северных районах морей, чем в южных, приводят к боль­ шому диапазону сроков замерзания различных участков морей.

:250 При этом скорость понижения температуры поверхности морей зависит от потока Ф0, толщины слоя конвекции h, притока в него тепла течениями Фг и из подстилающих слоев воды Ф^. Естественно, что продолжительность выхолаживания верхнего слоя морей зависновных р а з р е з а х Я пон ского м о р я [27].

сит также от его летней температуры. Поток тепла Ф0 от положи­ тельных к отрицательным значениям переходит во всех морях за сравнительно короткий промежуток времени, в среднем в тече­ ние августа и раньше в. северных районах, позднее в южных.

Но время замерзания различных районов морей варьирует в суще­ ственно больших пределах из-за различного прогрева за летний период, различий в теплообмене с окружающими водами и особен­ ностей конвекции в период охлаждения.

Характерной чертой всех морей является малая глубина их се­ верных районов, а также пониженная соленость из-за речного

•стока. Поэтому запас летнего тепла в них меньше, чем в других районах. Из-за распресненности конвекция до образования льда не распространяется до дна. Поэтому быстро понижается температура сравнительно тонкого слоя морей и происходит раннее образование льда. Характер зависимости температуры воды от перечисленных факторов до начала замерзания, виден из уравнений (2.6). При не­ которых упрощениях из них можно получить аналитическое вы­ ражение, определяющее сроки замерзания.

Раньше всего происходит образование льда в северной части Берингова моря. В сильно распресненных заливах Анадырском и Нортон лед появляется в конце сентября и постепенно граница за­ мерзания распространяется вдоль береговой полосы на север и юг.

В это же время при преобладании северб-западных ветров и усиле­ нии холодного Чукотского течения появляются льды в западной части Берингова пролива. Открытая северная часть моря замер­ зает в октябре. Отсюда и от берегов граница замерзания посте­ пенно вплоть до марта продвигается на юг, не захватывая цен­ тральную глубоководную часть моря. В ней уменьшается отток тепла Фо в атмосферу из-за большой повторяемости затока воздуха со стороны океана и достаточно сильно проявляется адвекция тепла течениями, так как конвекция распространяется на глубину д о 400 м.

Таков же характер замерзания более южных Охотского и Япон­ ского-морей с соответствующим, естественно, сдвигом сроков обра­ зования льда. В ноябре происходит замерзание северных и северозападных распресненных районов и граница замерзания постепенно от берегов распространяется в открытую часть моря, не занимая Курильскую котловину. Здесь, как и в глубоководной части Берин­ гова моря, адвекция тепла тихоокеанскими водами компенсирует потери тепла в атмосферу и нет необходимости выделения теплоты кристаллизации. Однако преобладание зимой адвекции выхоложен­ ного над материком воздуха и существенно более глубокое по срав­ нению с Беринговым морем положение максимума температуры тихоокеанских вод приводит к тому, что Охотское "море сильнее за­ мерзает, чем более северное Берингово море. Если в последнем лед распространяется до 55° с. ш., то в Охотском до 49° с. ш.

В Японском море замерзает только его северная часть выше прол. Лаперуза и западная прибрежная полоса, включая зал.

Петра Великого, а в суровые годы и Корейский залив. Раньше всего, в конце ноября, лед появляется в северных районах Татар­ ского пролива. Далее граница замерзания продвигается на юг вдоль побережий материка и о. Сахалин, постепенно отодвигаясь в открытую часть моря.

Каких-либо региональных особенностей в росте толщины при­ пайного льда в - дальневосточных морях не имеется. Поскольку вблизи берегов поток тепла ко льду мал, то нарастание льда за ­ висит от суммы градусодней мороза и толщины снега на льду. Но ширина припайных льдов очень небольшая, и не везде они есть изза больших приливных колебаний уровня и преобладания в боль­ шинстве районов морей зимой северных ветров, отрывающих лед от берега. Преобладание в морях дрейфующих льдов и вынос их в южные районы морей приводит к увеличению площади ледяного покрова. Во всех западных частях морей в среднем происходит дрейф льда на юг. Рост их толщины при этом, естественно, ослабе­ вает. Очищенные от льда участки снова покрываются льдом. По­ этому характерной особенностью ледяного покрова дальневосточ­ ных морей является многообразие возрастных форм льда и их толщин. У льдов осеннего образования она уменьшается с севера на юг: в Беринговом море она несколько больше 1 м, а в осталь­ ных— меньше. Средняя же толщина льдов из-за вклада в них бо­ лее молодых форм существенно меньше. В северную часть Берин­ гова моря заносятся более толстые льды Чукотского моря, но их вклад в общую ледовитость крайне мал.

Из-за дрейфа льдов в сторону открытой воды происходит посте­ пенное уменьшение их концентрации. Наиболее далеко к югу лед распространяется в западных районах морей, где этому благоприят­ ствуют течения. В Беринговом море он может достигать Командорн ских островов, в Охотском — Курильских проливов и в Японском — д о зал. Посьет. В восточной части Берингова моря часто юго-вос­ точные ветры и течение отодвигают границу ледяного покрова к северу, делают ее более резкой и увеличивают сплоченность льда. При таких воздушных переносах происходит повышенный вынос льда в Чукотское море.

Таяние льдов в дальневосточных морях происходит в течение сравнительно короткого периода. Это обусловлено, во-первых, до­ вольно быстрым ростом потока лучистой энергии весной. За март по сравнению с февралем поток солнечной радиации в северной части Японского моря увеличивается в 5 раз, в Охотском от марта к апрелю — в 3 раза. Примерно в 2 раза медленнее увеличивается приток лучистой энергии в Беринговом море. Во-вторых, сущест­ вование значительного количества разводий благоприятствует по­ глощению радиации водой и таянию льдин как сбоку, так и снизу.

В-третьих, толщина льдов, относительно небольшая и на таяние не требуется большого потока тепла.

'Во всех морях лед практически не выносится, а тает в их пре­ делах. В Японском море ледяной покров исчезает в конце ап­ реля— начале мая, в Охотском — в начале июня и в Беринговом — в начале июля. Продолжительность существования льдов состав­ ляет в Японском море 4—5 мес, в Охотском — 6—7 мес и в Берин­ говом — 9 мес.

Морской лед оказывает существенное влияние на многие сто­ роны режима дальневосточных морей. Зимой он препятствует их интенсивному выхолаживанию, а весной — прогреву. Он влияет на | сезонный ход солености верхних слоев воды, способствует развитию зимой конвекции до больших глубин, а талые воды от него умень­ шают толщину летнего квазиоднородного слоя. Морской лед влияет на развитие волн и течений и в первую очередь дрейфовых. В этом проявляется его взаимосвязь с другими элементами режима.

! 253 Г ля дя

А РК ТИ Ч ЕС К И Е М ОРЯ

ЕВРА ЗИ Й С К О ГО Ш ЕЛЬФ А

10.1. Г Р А Н И Ц Ы И М О Р Ф О М Е Т Р И Я Арктические моря, расположенные на Евразийском шельфе, об­ ладают многими общими характеристиками, позволяющими объ­ единить их в одну группу. В нее входят моря Северного Ледовитого океана — Баренцево, Карское, Восточно-Сибирское и Чукотское.

Все они относятся к типу окраинных материковых морей, свободно сообщающихся с Арктическим бассейном, расположены в основном на обширном шельфе, за пределами полярного круга, большей ча­ стью с глубинами менее 200 м. Все’ арктические моря имеют одина­ ковое геологическое происхождение и небольшой возраст. На их климат и гидрологический режим оказывает большое влияние об­ ширный материк.

Границы перечисленных морей во многих отношениях условны.

Они установлены Международным гидрографическим бюро, а в нашей стране — Управлением гидрографической службы.

Самое западное из группы — Баренцево море — входит в СевероЕвропейский регион Северного Ледовитого океана и отделено от Норвежского и Гренландского морей линией, проходящей от са­ мого северного мыса Скандинавского полуострова (м. Нордкап) через о. Медвежий до самого южного мыса о. Западный Шпиц­ берген (м. Южный) (рис. 10.1). Северная граница проходит от самого восточного мыса в арх. Шпицберген (м. Ли-Смит) на се­ верную периферию арх. Земли Франца-Иосифа, огибает его и от самой восточной точки (м. Кользат) идет на крайнюю северную точку арх. Северная Земля (м. Арктический на о. Комсомолец).

Этот последний участок ограничивает с севера Карское море. Далее северная граница морей не имеет каких-либо видимых наземных ориентиров. От м. Арктического граница проведена до точки пере­ сечения меридиана северной оконечности о. Котельный (м. Ани­ сий) с изобатой 200 м (79° с. ш., 139° в. д.), далее до пересечения изобаты 200 м с меридианом 180° (76° с. ш., 180° в. д) и еще да­ л е е — до-пересечения этой изобаты с меридианом м. Барроу на Аляске (72° с. ш., 156° з. д.).

Таким образом, при отсутствии видимых ориентиров северная граница морей проведена по отдельным точкам шельфа, в резуль­ тате чего из-за изгибов последнего в море Лаптевых попадает об­ ширная глубоководная область с нехарактерным для моря ре­ жимом.

С юга моря ограничены естественной границей в виде побережья материков Европы и Азии, а также довольно узкими проливами.

Баренцево море отделяется от Белого условной границей, прохо­ дящей от м. Святой Нос на Кольском полуострове до м. Канин Нос.

Г р ан и ц а между Чукотским и Беринговым морями проходит через Берингов пролив от м. Уникын на Чукотском полуострове до южного мыса бухты Шишмарева на п-ове Сьюард.

Границы между морями привязаны в основном к островам, в той или иной степени ограничивающим водообмен. Восточной границей Баренцева моря, отделяющей его от Карского моря, яв­ ляется линия, связывающая м. Кользат с м. Желания на Но­ вой Земле. Далее граница проходит по западному побережью ост­ ровов Новой Земли и Вайгача и пересекает проливы Маточкин Шар, Карские Ворота и Югорский Шар. Из них только прол. Кар­ ские Ворота между островами Новая Земля и Вайгач имеет ши­ рину около 45 км, глубину до 119 м, длину^ЗЗ км.

Остальные два пролива узкие, шириной в узких местах до 2,5 км и глубиной до 36 м (Югорский Шар).

Карское море от моря Лаптевых отделяется островами архи­ пелага Северная Земля, а в проливах Красной Армии, Шокаль­ ского и Вилькицкого граница проходит по их восточной периферии.

В этой системе проливов наибольшим является последний. Его длина около 130 км при наименьшей ширине 56 км и глубине, достигающей 210 м. Остальные проливы существенно меньше. На­ ходящихся между островами Комсомолец и Октябрьская Револю­ ция прол. Красной Армии длиной 110 км имеет ширину от 18 км на западе до 10 км на востоке.

Пролив Шокальского между островами Большевик и Октябрь­ ская Революция также имеет длину около МО км, а ширину от 20 до 50 км при глубине 200—250 м.

Восточная граница моря Лаптевых проходит по 139° в. д. от изо­ баты 200 м до м. Анисий на о. Котельный, по его западным бере­ гам на юг через западную периферию Ляховских островов и проли­ вов Санникова, Этерикан и Дм. Лаптева.

Все проливы очень мелководны. Наиболее крупные проливы Санникова и Дм. Лаптева, наименьшая ширина которых около 50 км, имеют глубины от 10 до 20 м у первого и от 10 до 14 м — у второго. Глубина прол. Этерикан еще меньше (5—8 м), его ши­ рина в наиболее узком месте всего 5 км.

^ Восточно-Сибирское море от Чукотского отделяется условной границей, проходящей по меридиану 180° от изобаты 200 м до о. Врангеля, по его западному берегу и через прол. Лонга до м. Якан на материке,# Восточная граница Чукотского моря проходит по меридиану м. Барроу до края шельфа на 72° с. ш.

Т аб л и ц а 10.1

–  –  –

Из табл. 10.1 видно, что самым глубоким оказывается море Лаптевых. Это обусловлено включением в него обширного желоба Садко, отходящего от котловины Нансена и являющегося частью ложа океана. Он занимает всю северную часть моря и увеличивает его среднюю глубину. Если бы северная граница моря проходила по краю шельфа как в Восточно-Сибирском и Чукотском морях, то оно было бы столь же мелководным, как и последние. Если не принимать во внимание желоб Садко, то прослеживается тенден­ ция уменьшения средней глубины морей от запада к востоку.

Современное очертание моря приобрели после ледникового пе­ риода, когда произошло некоторое опускание суши и она оказалась под водой. За период существования морей донные отложения не успели еще сгладить рельеф дна, на котором прослеживаются древ­ ние русла крупных рек.

Наиболее неоднородный рельеф дна в Баренцевом и Карском морях. Расположенная у границы древнего Фенно-Скандинавс-кого кристаллического щита Баренцевоморская плита, на которой на­ ходится море, : испытывала неоднократные сжатия, приведшие к возникновению складок, отразившихся на рельефе дна. В цен­ тральной части моря выделяются две обширные возвышенности (Центральная и Персея) с глубинами, уменьшающимися до 63— 64 м. Между Центральной возвышенностью и Скандинавским полу­ островом располагается глубокая часть моря, соединяющая Запад­ ный желоб и Центральную впадину, протянувшуюся в меридио­ нальном направлении восточнее возвышенностей. Здесь глубины превышают 300 м. Такой характер рельефа благоприятствует про­ никновению теплых атлантических вод в южную и восточную часть Баренцева моря.

Южная часть моря отличается выровненным за время оледене­ ний рельефом дна с погруженной в среднем на глубину 200 м древней береговой линией.

Шельф, занимаемый Карским морем, сложился, как и шельф Баренцева моря, еще до ледниковых периодов. Тогда же возникли глубоководные желоба. Во время трансгрессий и регрессий (наступ­ ление океана на сушу и отступление его) очертания моря сильно менялись, но глубоководные его районы оставались под водой.

В современных очертаниях Карское море сложилось в послеледни­ ковый период. Характерной чертой его рельефа является наличие в.северной части глубоководных желобов Святой Анны и Воро­ нина с глубинами в первом до 620 м и до 450 м — во втором.

Между ними возвышается Центральная Карская возвышенность с глубинами менее 50 м. Юго-восточная часть моря мелководная со множеством островов. Эти основные крупномасштабные черты рельефа дна играют существенную роль в формировании режима моря.

Основная часть моря Лаптевых находится в пределах шельфа, причем более половины площади моря (53 % ) имеет глубины ме­ нее 50 м. На желоб Садко с глубинами более 1000 м приходится около 20 % площади. Южная мелководная область представляет собой равнину с отдельными небольшими возвышениями и жело­ бами, она, по-видимому, затоплена водой при трансгрессии в после­ ледниковое время, свидетельством чему служат продолжения под­ водных русел рек.

Такую же равнину представляет собой дно Восточно-Сибир­ ского и Чукотского морей. Она составная часть общего ЛаптевоЧукотского шельфа, еще до ледниковых периодов на ней отклады­ вались наносы древних рек, русла которых различаются на мор­ ском дне. Установлено, что под сравнительно тонким, до десятка метров слоем рыхлых осадочных пород находятся коренные породы континентальной платформы. Трансгрессия началась только в плиоцене, т. е. примерно 2 млн. лет тому назад, и низменные се­ верные области Азиатского материка были затоплены. Но в пе­ риоды оледенений они снова осушались. Только после отступления ледников очертания этих, как и ранее рассмотренных морей, по­ степенно приняли современный вид.

17 З ак аз № 427 10.2. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА РЕЖИМ

Высокое широтное положение Арктических морей определяет небольшой приток к ним лучистой энергии и его существенную се-, зонную изменчивость. Среднее годовое значение суммарной радиа­ ции меняется от 300 кД ж /(см 2-год) в южных районах морей до 230 кД ж /(см 2-год) — в северных, но в целом за светлое время года отражается 50—60 % этого потока энергии. Эффективное излуче­ ние летом 7—8 кД ж /(см 2-мес), а зимой увеличивается до 9— 10 кД ж /(см 2-мес), т. е. примерно 100 кД ж /(см 2-год). В результате только на свободных от льда участках летом радиационный баланс доходит до 40—45 кД ж /(см 2-мес), а в остальных он не превышает 15—20 кД ж /(см 2-мес). Уже в сентябре—октябре радиационный ба­ ланс переходит к отрицательным значенияем и зимой равняется эффективному излучению.

Несмотря на годовой положительный радиационный баланс и его летний довольно значительный максимум, теплопотери в холод­ ный период года играют решающую роль в формировании тепло­ вых процессов в морях.

Следующим важным фактором, влияющим на гидрологический режим морей, является большой речной сток. Наибольший сток — в Карском море. За год в него выносится около 1300 км3 пресной воды, что в пересчете на всю площадь равно слою в 1,5 м. Свыше 700 км3/год речной воды поступает в море Лаптевых. Это соответст­ вует слою воды толщиной в 1,2 м. В Восточно-Сибирское море по­ ступает 250 км3/год речной воды (слой в 24 см). В Баренцево и Чукотское моря поступает соответственно 163 км3/год и 78 км3/год (слой пресной воды в 12 и 13 см соответственно).

Атмосферные осадки в рассматриваемых морях небольшие.

В Баренцевом и Чукотском морях, где сильнее проявляется влия­ ние Атлантического и Тихого океанов, они постепенно убывают с юга на север: в Баренцевом от 45 до 25 см и в Чукотском от 35до 25 см. В Карском море выпадает осадков от 30 до 20 см, а в мо­ рях Восточно-Сибирском и Лаптевых — 20— 15 см.

Из-за низкой температуры и существования большую часть года ледяного покрова годовые значения испарения небольшие и имеют тот же порядок величины, что и суммы осадков, меняясь примерноот 60—50 см в Баренцевом море до 20 см в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском. Разность суммы осадков и испарения близка к нулю во всех морях. Поэтому пресный баланс в. основном зависит от интенсивности речного стока. Он оказывается существенно не­ однородным по морям. На западе и востоке региона он минималь­ ный, а в середине большой, превышая при его равномерном распре­ делении по морю слой толщиной более 1 м. Такая особенность распространения пресных вод очень сильно влияет на гидрологи­ ческие процессы, создавая районы с очень высокой плотностной устойчивостью вод.

Большое влияние на гидрологический режим региона как не­ посредственно, так и косвенно оказывает атмосферная циркуляция..

Она прямо влияет на течения, волны и на дрейф льда. Переноси­ мые воздушные массы через тепло- и влагообмен воздействуют на термохалинные процессы в морях. Вследствие крупномасштабное™ атмосферной циркуляции ее особенности над морями в общих чер­ тах такие же, как над основными районами океана, перечислен­ ными-в гл. 4.

Вследствие в целом небольших термических контрастов цир­ куляция атмосферы летом слабее, чем зимой. Размытость бариче­ ского поля уменьшает повторяемость преобладающих ветров и ослабляет их скорость до значений порядка 5 м/с, что сказывается на волнении, течениях и дрейфе льда. Повторяемость штормов в этот период года небольшая, 1—2 дня в месяц [34].

Зимой контрасты в поле атмосферного давления резко обо­ стряются. В результате преобладания повышенного давления над материком и распространении ложбин исландского и алеутского минимумов в западную и восточную части региона ветер в нем становится более устойчивым по направлению и более сильным.

В связи с усилением циклонической деятельности в западной и восточной частях региона там увеличивается средняя скорость ветра до 6—7 м/с, а в Баренцевом море даже до 8—9 м/с. В пределах центральной части региона, находящейся под влиянием сибирского антициклона, скорость ветра несколько уменьшается до 3—4 м/с.

Изложенные принципиальные черты распределения атмосфер­ ного давления и преобладающих направлений ветра существенно меняются как в отдельном конкретном случае, так и в течение ряда лет. В частности, выделяются годы с интенсификацией исландского и алеутского минимумов и годы с развитием повышенного атмо­ сферного давления над Арктическим бассейном. Ветровой режим при обоих типах циркуляции существенно различается, что про­ является не только на режиме поверхностных вод, но и на более глубинных слоях воды.

Внешним фактором для Арктических морей является приток атлантических и беринговоморских вод, особенно сильно прояв­ ляющийся в режиме Баренцева и Чукотского морей. В первое море в среднем за год поступает 75 тыс. км3 теплой и соленой воды ат­ лантического происхождения, что составляет 36 % объема вод моря. Несмотря на интенсивную потерю тепла в Норвежском море, атлантические воды ежегодно приносят в Баренцево море 74 -1016 кДж тепла. При пересчете на всю его площадь это состав­ ляет 51,5 кД ж /(см 2-год), что равно примерно половине поглощен­ ной лучистой энергии. Несомненно, такой существенный источник тепла играет большую роль в формировании режимных особенно­ стей моря.

В Чукотское море по сравнению с Баренцевым поступает в 2 раза меньше относительно теплых вод, но из-за его сравни­ тельно небольших размеров они составляют почти 75 % всего объ­ ема вод. Поэтому, естественно, что их роль в гидрологическом ре­ жиме моря велика.

17* 259 С О

–  –  –

C N О S С Х В моря Карское и Лаптевых атлантические воды заходят в виде глубинных вод без выхода на поверхность. Непосредственно их влияние на процессы в верхних слоях не сказывается, но из-за вы­ сокой солености атлантических вод существует круглый год поток солей в поверхностные воды, приводящий к их осолонению.

Воздушные потоки со стороны Атлантического и Тихого океа­ нов, особенно усиливающиеся в холодный период года, приносят в западную и восточную периферию региона большое количество тепла. Из-за малой объемной теплоемкости воздух у поверхности моря быстро трансформируется и его температура зависит от & теплового состояния подстилающей поверхности и теплообмена с ней. Зимой над участками открытой воды она не понижается до больших отрицательных значений (рис. 10.2). Температура льда меняется в больших пределах, чем воды. Поэтому в результате вза­ имной тепловой трансформации температура льда и воздуха над ним может понижаться довольно существенно.

Тепловое влияние Атлантического океана прослеживается вплоть до восточных границ Карского моря, а влияние Тихого оке­ ана простирается на Чукотское и значительную часть ВосточноСибирского моря. Вс.е море Лаптевых и юго-восточная часть Во­ сточно-Сибирского моря зимой находятся под воздействием холод­ ного сибирского антициклона. Повышения температуры воздуха зимой связаны с адвекцией тепла, приносимого циклонами из ис­ ландского и алеутского минимумов. При этом температура может повысится на 20—30 °С.

Летом циркуляция атмосферы над морями более ослабленная, чем зимой, и поэтому адвективные изменения температуры воздуха выражены слабее. Изотермы имеют преимущественно широтный характер. В прибрежной зоне региона температура воздуха в иЮле в среднем 4—6° С и постепенно убывает до 0 над ледяным покро­ вом, который играет роль термостата. До 8— 10° С повышаетсятемпература воздуха только над юго-западной частью Баренцева ( моря. При поступлении воздуха с прогретого материка температура воздуха Ф может повышаться выше 20 °С, но из-за относительной низкой температуры воды в морях происходит его интенсивная трансформация. Естественно, что при этом повышается темпера­ тура воды Т0, но из-за большой объемной теплоемкости, последней по сравнению с воздухом изменения Т0 много меньше О. Выраже­ ние, характеризующее температуру движущегося воздуха над мо­ рем имеет вид (1.9).

Поскольку относительная влажность воздуха над морем высо­ кая, то содержание влаги в воздухе в виде удельной влажности q или упругости водяных паров е зависит от температуры воздуха.

Изменение последней влияет на q и е, а следовательно, и на испа­ рение с поверхности моря. Перепад Aq и Де между поверхностью моря и воздухом из-за трансформации быстро становится неболь­ шим: Турбулентный поток тепла над морями мал по сравнению с лучистыми и уменьшается с запада на восток. Несколько больше затраты тепла на испарение, также убывающие с запада на восток (рис. 10.3). Основная доля потерь тепла за счет турбулентного теплообмена и испарения в Баренцевом море приходится на холод­ ный период года, когда на открытую водную поверхность поступает холодный воздух. В целом за год здесь 2/3 потерь тепла морем происходит за счет этих потерь. Восточнее относительный вклад турбулентного теплообмена совместно с затратами тепла на испа­ рение постепенно убывает из-за уменьшения площади открытой Ри с. 10.3. С остав ляю щ и е теп л ового б а л ан са под сти л аю щ ей поверхности [12].

а — Н орвежское и Баренцево моря; б — Восточно-Сибирское; в — Арктический бассейн; Q — поглощ енная коротковолновая радиация; Ф 0 — вертикальный турбулентный теплообмен

–  –  –

воды и периода ее существования. В Карском море их вклад в об­ щие потери тепла падает до половины, в море Лаптевых и Во­ сточно-Сибирском— до 1/3, а в Чукотском море несколько увеличи­ вается.

Из-за меньшей, чем у воды, объемной теплоемкости морского льда и снега на нем происходит более быстрое изменение темпе­ ратуры их поверхности при взаимной трансформации с посту­ пающим на них воздухом. Контрасты температуры между воздухом и льдом быстро уменьшаются, в результате чего ослабевает турбу­ лентный теплообмен и испарение. Поэтому в арктических морях, длительное время покрытых льдом, турбулентные потоки тепла и влаги в атмосферу или от нее очень малы, а теплообмен осуществ­ ляется в основном посредством переносов лучистой энергии.

10.3. ЦИРКУЛЯЦИЯ в о д

Непериодическая циркуляция вод арктических морей зависит не только от непосредственного действия ветра, но и от поступле­ ния в них вод из других районов Северного Ледовитого океана,;

от притока речных вод и от перераспределения плотности воды в самих морях. Большая протяженность открытой границы морей приводит к свободному водообмену между ними и центральными районами океана. Однако из-за мелководности морей этот в одо-:

Ри с. 10.4. Г одовы е р асх о д ы Q атл ан ти чески х в о д [22].

а — через пролив Ф рама; б — разрез м. Нордкап—о. Медвежий; в — через Берингов пролив;

1 — не сглаженный; 2 — сглаженный по пятилетиям; 3 — долгопериодный ход.

обмен ограничен в основном поверхностными арктическими водами.?

Только в Баренцевом и Чукотском морях велик приток атлантичё^ ских и беринговоморских вод, играющих в их режиме большую роль.

Приток теплых атлантических вод в арктические моря опреде­ ляется действием ряда процессов глобального масштаба, влиящих на интенсивность Норвежского течения и его Нордкапской и ТТТпитгбергенской ветвей. Наблюдения свидетельствуют о том, что пере­ носы вод в этих течениях испытывают большие колебания как го­ дового, так и многолетнего характера (рис. 10.4). При этом харак­ тер колебаний расходов с периодами 14— 16 лет синхронный для всех проливов Северного Ледовитого океана. Следовательно, они обусловлены процессами глобального масштаба. Из рис. 10.4 также видно, что сглаженные по пятилетиям изменения расходов в Норд­ капском и Шпицбергенском течениях сдвинуты относительно друг друга почти на 3 года. Это дает основание полагать, что они вы­ званы колебаниями интенсивности общего их источника — Норвеж­ ского течения. Пока еще причины этой изменчивости интенсивноста обеих струй течения точно не выяснены и нет соответствующей теории, но большие вариации расходов дают основание считать,чтоветер непосредственно не может оказать такого сильного влияния,

Здесь, несомненно, проявляется влияние термохалинного состояния:

в бассейне не только перед входом в Баренцево море и в Аркти­ ческий бассейн, но в них самих [22].

Основная масса атлантических вод поступает в Баренцево море- j широким потоком, простирающимся от поверхности до дна м еж ду/ о. Медвежий и побережьем материка. Он приносит ежегодно при- 1 мерно 50 тыс. км3 теплой воды со скоростью, составляющей у по­ верхности в прибрежной зоне 25 см/с и постепенно убывающей в мористых районах. Часть этих вод Центральной возвышенностью и встречным течением отклоняется к северу, а остальная их частьпроходит к западу вдоль Кольского полуострова в виде двух струй Мурманского течения, из которых ближайшая к берегу носит на­ звание Прибрежного Мурманского течения (рис. 10.5). Далее ат­ лантические воды продвигаются на запад вдоль материка и у мел­ ководья юго-восточной части моря и берегов Новой Земли по­ ворачивают на северо-восток, образуя Западно-Новоземельскоетечение.

Прибрежная струя Мурманского течения пополняется распресненными водами из Белого моря и за п-овом Канин Нос носит на­ звание Канинского течения, которое еще больше распресняется сто­ ком рек и в уже сильно трансформированном виде через проливьк Карские Ворота и Югорский Шар проникает в Карское море.

Воды северной ветви Нордкапского течения после встречи с арк­ тическими поверхностными водами движутся на восток между воз­ вышенностями Персея и Центральной в виде глубинного течения!

Поскольку плотность воды в восточной части Баренцева моря ниже,, чем в западной, есть основание считать, что природа потока ат­ лантических вод в этом море в основном бароклинная.

Разделение:

течения на струи и их в среднем поворот против часовой стрелки зависит от рельефа дна, очертаний берегов и ускорения Кориолиса., Помимо Нордкапской струи, атлантические воды входят в Ба­ ренцево море в виде небольшого ответвления от Шпицбергенскоготечения. Оно проходит южнее Шпицбергена и приносит в среднем за год около 9 тыс. км3 воды. Но эти воды не проникают далеко в глубь моря, поскольку им препятствует хорошо выраженноевстречное Восточно-Шпицбергенское течение.

Второе ответвление Шпицбергенского течения заходит в море с севера между архипелагами Шпицбергена и Земли Франца Иосифа. Эти атлантические воды распространяются в виде глубин­ ного течения вплоть до возвышенности Персея.

Дальнейшему их:

продвижению на юг препятствуют встречные воды ветвей Нордкап-\ ского течения. Между арх. Земли Франца Иосифа и Новой Землей \ Под поверхностными водами заходит в Баренцево море еще одно глубинное течение, переносящее атлантические воды, ответвля- ;

ющиеся от потока, распространяющегося в Карском море по же~ 265»

I &&i обw i ) шЯ.

–  –  –

с Of.N м 8'..s Vm ar ч c 8 j2 S o «a T uj ohr,“ * '«\o а fя й.-о !« § § l^3gEi PЛ лобу Св. Анны. Воды этого глубинного течения в годы с интен- j сивным затоком атлантических вод могут смыкаться с водами За-* падно-Новоземельского течения.

Атлантические воды всех четырех потоков, общим объемом в 75 тыс. км3/год, в Баренцевом море включаются в систему цирку­ ляции против часовой стрелки и занимают большую часть площади моря, располагаясь в северной и северо-восточной его частях под слоем поверхностных вод, а в западной и юго-западной — прости­ раясь от поверхности до дна.

Продвигающиеся в Арктическом бассейне вдоль Евразийского;

материкового склона атлантические воды заходят во все желоба!

материковой отмели. В Карском море они заходят в ж елоба:

Св. Анны и Воронина и по первому из них, наиболее глубокому,' проникают южнее м. Желания на Новой Земле.

Общий ежегодный:

приток этих вод оценивается примерно в 9 тыс. км3. Следовательно,;

скорость их распространения составляет около 1 см/с и за год они;

проходят к югу, примерно, 300 км. Входят эти воды в желоб;

Св. Анны слоем, толщиной примерно в 300 м, под поверхностными | водами. При отслеживании атлантических вод по нулевой изотерме!

их верхняя граница располагается при входе в желоб на глубине';

100 м. По мере продвижения на юг эти воды поднимаются до гори-j зонта 75 м, а толщина слоя постепенно уменьшается до полного ис- j чезновения несколько южнее м. Желания.

В море Лаптевых атлантические воды заходят в обширный ж е­ лоб Садко слоем в 600 м с верхней границей на глубине 200— 250 м. По мере вползания на склон желоба эти воды поднимаются до глубины 150 м, а их толщина быстро убывает до полного ис­ чезновения. Скорость движения атлантических вод вдоль шельфа в районе желоба Садко примерно 1,5—2 см/с.

Атлантические воды заходят также в самую северную часть Чукотского моря, где его граница простирается на материковый склон. Здесь они располагаются слоем от глубины 300 и до 900 м, и лишь у самой материковой отмели из-за уменьшения глубины этот слой становится гораздо тоньше и поднимается до 200 м. По расчетам скорость глубинного течения в этом районе около 1,5— 2 см/с. Оно пересекает самую северную часть моря и на его цир­ куляцию практически не оказывает никакого влияния.

Система течений в Ч укотское море в значительной степени за­ висит от притока вод из Берингова моря. Уже отмечалось, что ле­ том уровень в южной части Чукотского моря на 0,5 м ниже, чем в северной части Берингова, т. е. наклон уровенной поверхности составляет 2 - 10~6. Причину такого перепада уровней объясняют ветровым нагоном вод в северную часть Берингова моря. Не­ которую добавку в повышение уровня вносит речной сток.

О большой роли ветра в подъеме с южной стороны Берингова пролива свидетельствует довольно сильная корреляция (0,79) между аномалией атмосферного давления и расходом через про­ лив [14]. Практически круглый год в проливе существует север­ ное течение. Перенос вод на юг бывает редко и на кратковремен­ ный период. Наблюдения показывают, что северный поток вод занимает всю или большую часть сечения пролива. Распреде­ ление скоростей течения в нем неравномерное. Как правило, ско­ рости в восточной части пролива, достигающие 150 см/с, выше в 2—3 раза, чем в западной. Во времени они меняются довольно сильно из-за изменений атмосферного давления и, вызванного ветром нагона, от прохождения приливной волны, крупномасштаб­ ных вихрей и т. д. При осреднении за месяц колебания потока ле­ том находятся в пределах 1—2 Св. Представления о переносе вод на север зимой не однозначны из-за трудностей проведения изме­ рений. Из-за влияния льда перепад уровня между Чукотским и Беринговым морями должен уменьшиться с соответствующим ос­ лаблением переноса вод.

Входящие в Чукотское море воды по всей глубине вначале продвигаются на север и на широте м. Хоп, не доходя до банки Геральда, разделяются на две струи. Одна из них направляется на северо-восток вдоль побережья Аляски, обходя банку Геральда, с востока, а вторая следует по понижению рельефа дна на северозапад между островами' Врангеля и Геральда. По выходе из Бе­ рингова пролива скорости течения уменьшаются и в Аляскинской струе они составляют у поверхности 25—30 см/с, а в Геральдовской— 15—20 см/с.

Вдоль Чукотки на юго-восток проходит прибрежное Чукотское течение. Из-за мелководья оно также прослеживается до дна. Эти воды редко проходят в Берингов пролив. Они увлекаются основ­ ным Беринговоморским потоком и следуют на северо-запад.

Поверхностные течения в арктических морях, как и в любых других, определяются в первую очередь напряжением ветра.

В связи с тем, что по северной периферии все моря имеют сво­ бодное сообщение с Северным Ледовитым океаном, изменение циркуляции его поверхностных вод неизбежно влияет на течения в морях. Большой речной сток летом создает повышение уровня на устьевом взморье и вызывает стоковое течение. Помимо этого речной сток и пресные воды от растаявшего льда создают про­ странственную неоднородность поля плотности верхнего слоя морей и плотностные течения. Таковы основные факторы, вызывающие перемещение верхнего слоя вод. При изучении поверхностных те­ чений необходимо еще иметь в виду резкий пикноклин, отделя­ ющий сравнительно тонкий слой распресненных вод от подстила­ ющих более плотных. Через него слабо проходит поток количе­ ства движения и дрейфовое течение концентрируется в верхнем слое. Это позволяет применять метод полных потоков раздельно для верхнего и нижнего слоев моря. Для описания установив­ шегося течения в верхнем слое моря толщиной h можно исполь­ зовать уравнения (3.10) с заменой Я на ft.

Наиболее хорошо выражена в арктических морях дрейфовая составляющая течений. Но при ее осреднении по длительному ряду наблюдений она в районах с сильной изменчивостью ветра существенно уменьшается. Эта составляющая течения должна быть заметна в Баренцевом море в связи с преобладанием здесь барической ложбины исландского минимума с ветрами западных румбов, усиливающих восточный перенос атлантических вод в верхнем слое моря. С севера и северо-востока в Баренцево море поступают поверхностные воды с ветвью Трансарктического те­ чения, встречающего на своем пути арх. Шпицберген, и восточнее него отклоняющиеся к юго-западу. Эта ветвь носит название Восточно-Шпицбергенского течения. При смещении исландской лож­ бины к югу от своего среднего положения арктические поверхно­ стные воды заходят в Баренцево море еще юго-восточнее Земли Франца-Иосифа, продвигаясь по северной периферии моря. Этот поток называется течением о. Медвежьего.

Смещение Трансарктического течения под воздействием ветра влияет на поверхностные течения не только Баренцева, но и дру­ гих морей Советского сектора Арктики, хотя в меньшей степени.

В Карском море воды Баренцева моря, прошедшие через про­ ливы Карские Ворота и Югорский Шар, движутся на восток, об­ разуя Ямальское течение, которое прослеживается до Объ-Енисейского течения. Часть этих распресненных вод, встретив продол­ жение струи Западно-Новоземельского течения и северную оконечность Новой Земли, отклоняется к югу и движется вдоль побережья островов в виде Восточно-Новоземельского течения до встречи с Ямальским течением, формируя циклоническую цирку­ ляцию в западной части Карского моря. Часть вод ВосточноНовоземельского течения проходит через прол. Карские Ворота в Баренцево море. Этот небольшой поток вод носит название те­ чения Литке.

В восточной части Карского моря от Обь-Енисейского взморья до прол. Вилькицкого прослеживается Западно-Таймырское те­ чение. По-видимому, природа его в основном стоковая. Часть вод этого течения вдоль западных берегов Северной Земли направ­ ляется к северу.

Таким образом, в Карском море преобладает вынос вод, ком­ пенсирующий приток атлантических и баренцевоморских вод, а также речной сток.

Циркуляция верхнего слоя моря Лаптевых обусловлена прито­ ком вод из Карского моря через проливы Северной Земли, реч­ ным стоком и поступлением атлантических вод из желоба Садко.

В циркуляцию также вовлекаются поверхностные арктические воды, встречающие в своем движении на запад препятствие в виде островов Северной Земли и отклоненные ими к югу. Они и воды Карского моря образуют Восточно-Таймырское течение, в которое вовлекается сток р. Хатанги. Оно прослеживается до Ленского течения и объединяется с ним. Часть этого течения про­ ходит в Восточно-Сибирское море, а часть Новосибирскими остро­ вами отклоняется к северу. Эта струя называется Новосибирским течением. Его воды на севере моря включаются в общий запад­ ный перенос вод. Этим замыкается общая циклоническая цирку­ ляция верхнего слоя моря.

В очень мелководном Восточно-Сибирском море циркуляция.

вод сильно зависит от воздушных переносов. В его западные и восточные районы поступают воды из сопредельных морей, а в средней части при большом осреднении прослеживается вынос избытка вод на север, где они вовлекаются в Трансарктическое те­ чение. Вдоль побережья материка прослеживается перенос вод с запада на восток. По-видимому, в нем проявляется речной сток.

Эти воды проходят через прол. Лонга в Чукотское море и там, прослеживаются почти до Берингова пролива.

Таким образом, на поверхностные течения всех морей, в боль­ шей или меньшей степени, влияет поступление атлантических, беринговоморских, речных вод и преобладающий ветер. Осредненные по большим рядам скорости этих течений только в Барен­ цевом и Чукотском морях превышают 10 см/с. В остальных морях они меньше. Однако определенные в пределах короткого интер­ вала времени поверхностные течения имеют преимущественно ветровую природу и их скорости могут составлять несколько де­ сятков сантиметров в секунду.

Зимой речной сток сильно уменьшается, пространственное рас­ пределение плотности воды становится более однородным,,а лед ослабляет или в районах припая вообще ликвидирует воздействиенапряжения ветра •на воду, поэтому в это время года течения должны быть более слабыми. Однако данных непосредственных наблюдений для получения режимных характеристик течений в верхнем слое моря под льдом нет.

10.4. В О Л Н Ы И Н Е П Е Р И О Д И Ч Е С К И Е К О Л Е Б А Н И Я У Р О В Н Я

Объединение в один раздел волн и непериодических колебаний уровня обусловлено тем, что в арктических морях оба этих явле­ ния вызываются одной действующей силой — ветром. Они наи­ большее развитие получают в период, когда большая часть морей свободна ото льда, длина разгона достаточно велика для роста кинетической энергии, передаваемой ветром воде. Летом темпера­ турные и связанные с ними барические контрасты ослаблены, по­ этому скорость ветра во всех рассматриваемых арктических морях ниже средней за год и составляет, как уже отмечалось выше, 5— 5,5 м/с.

В этот период года число дней со штормом:

в среднем равно 1—2 за месяц. К тому же в начале лета значи­ тельная часть морей, за исключением Баренцева, еще покрыта льдом, препятствующим, как развитию волнения, так сгонно-на­ гонных колебаний уровня. В это время даже в самом неспокой­ ном Баренцевом море повторяемость волн высотой более 5 м уменьшается до 1—3 %.

Осенью, когда свободные ото льда участки моря еще велики и предельные разгоны составляют 600—-900 км, а циклоническая деятельность атмосферы интенсифицируется, в связи с чем уве­ личивается повторяемость штормов и возрастает средняя скорость, 270 ветра, усиливается и волнение.

Наиболее бурным оказывается:

Баренцево море, в котором штормовые волны в этот сезон дости­ гают 9 м (табл. 10.2). К востоку, вследствие общей тенденции заТ аб л и ц а 10.2 <

–  –  –

тухания циклонической деятельности и уменьшения скорости:

ветра, увеличение волнения происходит в меньшем масштабе.

.В Чукотском море волнение осенью увеличивается, но в меньшей, степени, чем в Баренцевом море.

Поскольку из курса «Динамика океана» известно, что волнами глубокого моря являются те, для которых выполняется условие 0,5 Ав Н, то из табл. 10.2 следует, что обширные районы аркти­ ческих морей, по крайней мере для штормовых волн, нельзя счи­ тать глубокими. Наибольшую повторяемость имеют волны высо­ той 1,5—2,5 м. Естественно, что для них все моря будут глубо­ кими, за исключением обширных прибрежных мелководий морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. В них даж е преобладающие по повторяемости волны распространяются до дна. Штормовые ж е волны распространяются до дна на большей части площадей арк­ тических морей, из которых только Баренцево море в этом от­ ношении можно считать глубоким.

Со второй половины осени из-за распространения ледяного по­ крова длина разгона волн в меридиональном направлении умень­ шается. Это отражается на характере волнения, которое стано­ вится интенсивным при западных и восточных ветрах. Исключе­ нием является Баренцево море, в котором и зимой юго-западная часть не покрывается льдом, а усиливающаяся циклоническая дея­ тельность атмосферы приводит к тому, что в среднем за месяц здесь бывает 6 —8 дней со штормом и средняя скорость ветра зимой ^ повышается до 7—8 м/с. В результате интенсивность волнения в этом море осенью и зимой возрастает. В остальных морях зи­ мой свободная ото льда поверхность бывает только в разводьях, размеры которых слишком малы для развития практически зна­ чимого волнения.

Вторым результатом воздействия ветра на море являются сгонно-нагонные явления. Из-за мелководности арктических мо­ рей как вызванные ветром течения, так и изменения уровня воды в них значительные. В принципе сильный ветер, при котором имеют место большие изменения уровня моря, чаще связан с пе­ ремещающимися циклонами. Возникающие при этом движущиеся волны атмосферного давления вызывают длинные волны в море.

Поэтому изменения уровня являются результатом как нагона, связанного с дрейфовым течением, так и волны. В зависимости от.характера атмосферных процессов и морфометрии бассейна мо­ жет преимущественную роль играть нагон или волна.

В рассматриваемых арктических морях повышение уровня за

-счет подхода к берегу длинной волны может иметь место лишь в западном и восточном районах, в которые проходят глубокие.и быстро движущиеся циклоны. Наиболее высокая волна возни­ кает в том случае,' если скорость ее распространения близка.к скорости движения вызывающего волну барического возмуще­ ния, так как при этом может возникнуть резонансное усиление волны. В моря Лаптевых, Восточно-Сибирское и восточную часть Карского моря приходят обычно циклоны, заполненные и мед­ ленно перемещающиеся. Они вызывают изменение уровня, близкое :к статическому, Дс = - AP a / P g - (ЮЛ) Кроме того, наблюдения показывают, что в колебаниях уровня синоптического масштаба прослеживается, их средняя продолжи­ тельность от 4 до 6 сут. Она близка к периоду метеорологиче­ ского элементарного синоптического процесса, при котором дина­ мические процессы имеют преимущественно одно генеральное на­ правление. Поэтому есть основание считать, что основной вклад н колебания уровня синоптического масштаба вносит напряжение нетра, вызывающее нагон- или сгон воды у берега.

Суммарный эффект действия ветра и атмосферного давления на море описывается уравнениями мелкой воды (см. гл. 1). Рас­ четы по ним показывают, что на фоне крупномасштабного пере­ мещения вод, обусловленного атмосферным воздействием, возни­ кают локальные циркуляции и колебания уровня, вызванные морфометрией берегов и дна морей. В качестве примера приве­ дена схема изменений уровня при пониженном атмосферном дав­ лении в районе Арктического бассейна (рис. 10.6). При средних значениях атмосферных барических полей изменения уровня не­ большие, порядка 10—30 см. Анализ наблюдений показывает, что пространственное распределение направленности изменений уровня не носит случайного характера, а в зависимости от типа полей атмосферного давления и ветра выделяются 7 типов измене­ ний уровня [15]. Они подразделяются по пространственному рас­ пределению нагона или сгона: 1) во всех морях Советской Арктики происходит подъем уровня; 2) во всех морях происходит понижение уровня; 3) в' западном секторе происходит подъем уровня, а в восточном — спад; 4) изменения уровня обратны предыду­ щему случаю (переход уровня от подъема к спаду в двух послед­ них случаях имеет место в районе Новосибирских островов);

5)- подъем уровня происходит в море Лаптевых, а понижение — к западу и востоку от него; 6) изменения уровня обратны преды­ дущему случаю; 7) во всех рассматриваемых арктических морях происходят небольшие (до 10 см) изменения уровня около его среднего положения.

Максимальные значения сгонно-нагонных колебаний уровня по всем морям превышают 1 м (рис. 10.7). В соответствии с наиболь­ шими скоростями ветра в западном секторе Арктики наибольшие изменения уровня имеют место в Баренцевом море. К востоку они постепенно убывают, но в восточной части моря Лаптевых и в Восточно-Сибирском море из-за широкого мелководья они снова увеличиваются, превышая на некоторых участках 2 м. В Чукот­ ском море колебания уровня уменьшаются в связи с тем, что сгон или нагон воды вызывает соответствующий приток или отток воды через Берингов пролив..

–  –  –

Помимо колебаний уровня синоптического масштаба в арктит ческих морях выделяются его сезонные изменения. В основном они обусловлены сезонным изменением направления ветра и ано­ малиями атмосферного давления. При этом среднее сезонное ста­ тистическое изменение уровня морей не превосходит 10 см.

Некоторое влияние на изменение уровня морей оказывает сезонный ход плотности воды. Из-за ее уплотнения зимой уровень на 3—5 см оказывается ниже, чем летом.

Имеют место изменения уровня морей и большей продолжи­ тельности, связанные с общими колебаниями уровня Северного Ледовитого океана, вызванными многолетними аномалиями его водообмена с окружающими океанами, но практическое значение обычно имеют сгонно-нагонные явления синоптической продолжи­ тельности.

10.5. П Р И Л И В Ы

Собственный прилив в высоких широтах должен иметь пре­ имущественно суточный характер. Однако поскольку арктические моря Евразийского побережья Северного Ледовитого океана 18 З ак аз № 427 273 2 4 •8 имеют с ним свободное сообщение, а размеры их небольшие для развития собственного прилива, приливные явления в них носят в основном индуцированный характер. Они вызваны приливной волной, поступающей из Атлантического океана. В Баренцево море она приходит из Норвежского моря, и далее проникает в Карское море. В его северо-восточную часть и далее к востоку приливная волна приходит из Арктического бассейна. Следовательно основ­ ные закономерности приливных явлений как во всем Северном Ледовитом океане, так и в его морях определяются характером по­ ступающей приливной волны из Атлантического океана и ее транс­ формацией по мере продвижения на восток.

В северной части Атлантического океана преобладает полу­ суточная приливная волна, проходящая в Северной Ледовитый океан без изменения своей периодичности. Это приводит к фор­ мированию в его морях приливов правильного полусуточного х а­ рактера с возрастом в 2—3 сут. Только вокруг о-вов Северной Земли и в Чукотском море приливы имеют неправильный полусу­ точный характер.

Из курса «Динамика океана» известно, что движение посту­ пательной длинной волны в морях может быть описано системой уравнений (1.11)— (1.13) без учета для средних по всему слою скоростей.

Решение этих уравнений при известном на открытой границе моря характере изменений уровня,(х, у, t ) T и скоростей и и v проводится обычно численно. Аналитические решения известны лишь для различных частных случаев, направленных на изучение поведения волны при уменьшении глубины, под воздействием ус­ корения Кориолиса, трения и т. д. Применительно к волне, рас­ пространяющейся в Баренцево море, можно отметить, что высота ее возрастает в первую очередь из-за уменьшения глубины. От­ ражение волны от южного берега моря должно приводить к тому, что сдвиг по времени между прохождением поступающей и отра­ женной волн у побережья Кольского полуострова составляет около 12 ч. Это такж е приводит к росту высоты суммарной волны. Несомненное влияние на перекос уровня оказывает уско­ рение Кориолиса, которое, как и в волне Кельвина, у правого берега (по направлению движения волны) должно приводить к увеличений-.прилива. Все перечисленное в совокупности со­ здаю т большие цриливные колебания уровня на западных берегах моря. С и л а7трения здесь еще не успевает диссипировать энер­ гию, и волна на этом участке движения не затухает заметным об­ разом.

Если в среднем величина прилива у берега составляет примерно 1 м, а в середине моря 20—30 см, то в сизигию величины приливов на побережье Кольского полуострова и в Горле Белого ‘ моря превышают 5 м. В открытой северной части моря величина приливов существенно меньше и не превышает 1,5 м (см.

рис. 10.7).

Из изложенной в работе [34] картины распространения при­ 18* 275 ливной волны следует, что в Карское море она входит с северозапада между Новой Землей и Северной Землей и продвигается на юг. Волна такж е поступает через прол. Карские Ворота, в ре­ зультате взаимодействия поступательных и отраженных волн в юго-западной части моря образовалась амфидромическая точка с вращением котидалей против часовой стрелки. Однако под­ ходящ ая к северной периферии моря поступательная волна часть своей энергии расходует на трение, поэтому ее высота становится меньше и величины приливов в нем д аж е в сизигию не превы­ шают 1 м. Лишь в Обской губе происходит рост прилива почти до 2 м из-за уменьшения сечения бассейна.

Во все остальные моря приливная волна поступает из Аркти­ ческого бассейна. И з-за влияния трения на дне и на нижней по­ верхности льда она сильно затухает. Поэтому на северной пери­ ферии морей Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского вели­ чина прилива не превышает 20 см. По.мере продвижения на юг по обширному мелководью этих морей волна еще сильнее з а ­ тухает. Н а побережье островов Врангеля и Новосибирских в си^ зигию величины приливов еще достигают 70—60 см, а у берега материка они составляют 20—40 см. Еще меньше они в ВосточноСибирском море, где на большей части прибрежной полосы при­ ливы практически отсутствуют.

Исключением в море Лаптевых является Хатангский залив, в котором, как и в Обской губе, из-за уменьшения площади се­ чения происходит рост величины прилива, превышающей в си­ зигию 2 м.

Проникновение поступательных и отраженных волн из одного моря в другое приводит к образованию вблизи проливов амфидромических узлов.

В Чукотское море проникает приливная волна из Берингова моря. Сложение волн, распространяющихся с севера и юга, обус­ ловливает в нем неправильный полусуточный характер прилива.

В связи с полусуточным характером приливов в арктических морях скорость течения 4 р аза в сутки повышается. Этот рост скорости не одинаков в морях. В юго-западной части Баренцева моря скорость приливных течений в сизигию достигает 1 м/с, а у входа в Чешскую губу — почти 2 м/с. В северной части Б а ­ ренцева и в других морях скорость течений обычно не превышает 0,5 м/с, а в южной части Восточно-Сибирского моря — даж е 5 см/с.

За приливной цикл течение поворачивается по часовой стрелке и концы векторов скорости течения описывают эллипс с большой осью, направленной по векторам максимальных скоростей. Соот­ ношение большой и малой полуосей эллипса в разных районах морей различное. Оно очень сильно зависит от региональных осо­ бенностей морей, но. с приближением к береговой зоне разница между максимальными и минимальными приливными скоростями увеличивается и приливной эллипс более вытянут, чем вдали от бе­ регов.

Пока еще имеется мало данных для получения обобщенной картины приливных явлений зимой, когда моря покрыты льдом.

Влияние его сказывается в усилении трения и ускорении затуха­ ния прогрессивной волны. Поэтому зимой несколько уменьшаются приливные колебания уровня, скорости течений и происходит з а ­ паздывание их наибольших значений по сравнению с летними характеристиками.

1 0.6. Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д

Специфические особенности термохалинных процессов в аркти­ ческих морях обусловлены как региональным их положением, так и совокупным действием рассмотренных выше факторов. В з а ­ висимости от относительного вклада каждого из них форми­ руются специфические черты термохалинного режима морей, из которых наибольшим отличием обладает Баренцево море, хотя бы д аж е тем, что часть его не замерзает.

Специфика термохалинных процессов в Баренцевом море оп­ ределяется поступлением в него атлантических и поверхностных арктических вод. Основной поток первых, как отмечалось выше, поступает в виде Нордкапского течения. Их соленость в течение года меняется слабо и составляет в стрежне по всей толще вод около 35 %о. Около материка из-за пресного стока и на севере изза талых вод происходит распреснение атлантических вод, дохо­ дящ ее до 33 %0, но распространяющееся на глубину в 20—30 м.

В струе М урманского и его продолжения Западно-Новоземельского течения соленость составляет 34,5—34,75%0 (рис. 10.8).

П ервая относится к лету, вторая — к зиме. Таким образом, харак­ терным для потока атлантических вод в Баренцевом море яв­ ляется малое изменение солености по глубине от поверхности до дна. Лишь в основном севернее 75° с. ш., где на атлантические воды натекают поверхностные арктические воды, а летом еще та ­ лые от морских льдов, образуется верхний слой менее соленых (на 1 -—3 %о) вод. Такой характер вертикальной структуры соле­ ности, а не абсолютное ее значение оказывает большое влияние на устойчивость вод, характер прогрева и выхолаживания.

Температура поступающих атлантических вод на разрезе Коль­ ского меридиана летом у поверхности достигает 9— 10°С и по­ степенно уменьшается к северу до 6°С на 75° с. ш. Такой летний прогрев распространяется в основном на слой ветрового переме­ шивания, толщиной 30—50 м. С этой глубины и до дна темпера­ тура более или менее равномерно понижается от 4 до 1 °С у дна.

В северных струях температура атлантических вод ниже, состав­ л яя у поверхности 5—2°С. Зимой температура воды в Н ордкап­ ском течении практически до дна составляет 3,5—3°С. В других струях температура понижается до 1—0°С. При таком распреде­ лении температуры атлантические воды приносят ежегодно в Б а ­ ренцево море 7 4 - 1013 кД ж тепла, из которого только 12 % выноs о 3J Ч C D »Я <

–  –  –

я Си сится за его пределы [34]. Остальное тепло в основном расхо­ дуется в атмосферу.

Несмотря на большую потерю тепла, ю ж ная часть моря не замерзает. Этому способствует не только адвекция тепла, но и малый вертикальный градиент солености, благодаря чему зимой конвекция распространяется до глубины 150—200 м и тепло­ отдача осуществляется всем этим слоем., В северных районах моря формирование толстого однородного слоя способствует выделению солей при образовании и росте тол­ щины морского льда. Происходящее при этом осолонение дости­ гает 2% о. В результате вызванного им уплотнения верхнего слоя вод конвекция в северных и восточных районах моря распростра­ няется до дна, а температура становится отрицательной. Лишь в центральном районе, где образуется лед небольшой толщины (менее 1 м ), а глубинные слои занимаю т атлантические воды вы­ сокой солености, конвекция не простирается до дна и температура глубинных вод остается положительной.

Зимой в результате выхолаживания атлантических вод и их смешения при конвекции с осолоняющимися при росте льда по­ верхностными водами образуются местные б ар е щ е во морские воды, обладающие низкой температурой, доходящей до — 1,7 °С, и высокой соленостью, которая лишь на 0,1—0,2 %0 ниже солено­ сти атлантических вод. Такое формирование баренцевоморских вод происходит почти по всей акватории бассейна, за исключе­ нием его юго-западной части. Оценивается, что объем этих вод со­ ставляет 63 % объема моря.

Характер термохалинных процессов и особенности полей со­ лености и температуры в других, рассматриваемых арктических морях во многих отношениях близок к изложенным для северной части Баренцева моря. Во всех этих районах арктических морей вследствие осолонения при образовании льда за зиму и конвек­ тивного перемешивания формируется однородный по вертикали слой воды, распространяющийся в глубоких районах до 50 м, а на мелководье — до дна. Температура воды в нем близка к тем­ пературе замерзания 0..

Соленость в слое конвективного перемешивания повышается от прибрежных районов морей, где и зимой проявляется влияние речного стока, к северной периферии. Поэтому в южных районах она меняется в диапазоне примерно 2 5 —32 %0, а на севере от 3 0 до 3 3 %о.

С началом таяния льда, соленость которого в среднем не пре­ вышает 3—5% о, происходит распреснение верхнего слоя морей. До схода ледяного покрова, мешающего перемешиванию, распресненный слой составляет 3—5 м. В дальнейшем ветровое перемешива­ ние увеличивает его. В южных районах морей, подверженных реч­ ному стоку, распреснение усиливается речными водами. Дополни­ тельное уменьшение плотности воды происходит в результате ее прогрева. Таким образом, распределение и прогрев морей в ве­ сенне-летний период способствуют уменьшению плотности воды у их поверхности, затруднению перемешивания и уменьшению тол­ щины однородного слоя. Последние в свою очередь благоприятст­ вуют еще большему распреснению гомогенного слоя моря и по­ вышению его температуры.

В Баренцевом море из-за высоких скоростей ветра и относи­ тельно небольшой массы пресной воды глубина ветрового переме­ шивания оказы вается выше, чем в других морях и находится в пределах от 25 до 50 м. В остальных морях толщина слоя талых вод и материкового стока, поступившего за летний период, суще­ ственно больше, а скорость ветра меньше, чем на Баренцевом море, поэтому в них толщина верхнего распресненного слоя умень­ шается до 10— 15 м.

О бразовавш аяся от таяния льда и речного стока пресная вода из-за перемешивания распределяется по всему квазиоднородному слою. Если не принимать во внимание приток солей от подсти­ лающих вод, который затруднен через резкий галоклин, то распреснение A S за счет талых вод может быть описано простой формулой

AS = — S 0Ah/(h + Ah), (10.2)

где Ah — толщина слоя талых вод.

В Баренцевом море из-за сравнительно небольшой толщины льда и значительной по арктическим масш табам толщины слоя h распреснение его летом порядка 2%о- Оно приводит к тому, что на периферии атлантических вод соленость понижается до 33 %о, а в районах поступления поверхностных арктических вод соле­ ность уменьшается до 32 %0 (см. рис. 10.8).

В морях Карском, Лаптевых и Восточно-Сибирском в зоне распространения речного стока общий слой пресных вод оказы ­ вается такого ж е порядка, как и h, поэтому здесь распреснение составляет 10— 15 %о, а в устьевых областях крупных рек весь верхний слой формируют слабо еще трансформированные речные воды, и здесь соленость понижается еще сильнее. Только в югозападной части Карского моря, куда через проливы поступают баренцевоморские воды, соленость повышается до 30—32 % Изо- за притока беринговоморских вод соленость в южной части Чукот­ ского моря составляет примерно 30 %0.

В северных регионах морей, куда речной сток не достигает или приходит в сильно трансформированном состоянии, простран­ ственное распределение солености более однородное. Она посте­ пенно уменьшается от 33 %0 на западе до 28 ° ю в море Лаптевых /с и снова растет до 30—32 %0 в северо-восточной части Чукотского моря.

Глубже распресненного слоя происходит рост солености, осо­ бенно быстрый в районах интенсивного распреснения поверхно­ стных вод. Здесь рост солености достигает нескольких промилле на метр. З а пределами галоклина соленость вод более однород­ ная и меняется в основном в пределах 30—34 %о.

Таким образом, арктические моря отличаются большой про­ странственной неоднородностью поля солености, которая в верх­ них слоях имеет большую годовую амплитуду, превышающуюв некоторых районах 20 °/ооПрогрев воды зависит не только от притока тепла, но и от толщины слоя волнового перемешивания. И з-за слабого переме­ шивания ниже этого слоя отток тепла вглубь происходит слабо и основная доля тепла остается в верхнем слое. Чем, толще слой, тем меньше его прогрев.

Вследствие перемешивания температура и соленость в этом слое практически не меняются по вертикали, т. е. его можно счи­ тать гомогенным. В таком случае, если не учитывать адвекцию тепла, которая д аж е в потоке атлантических вод дает меньший вклад, чем суммарный теплообмен с атмосферой, то изменение температуры воды АТ этого слоя за интервал времени At пропор­ ционально разности потоков тепла на его верхней и нижней гра­ нице и может быть представлено выражением (7.13).

Несмотря на существование потока тепла от квазиоднородного слоя в глубь моря, прогрев его глубинных слоев происходит мед­ ленно и слабо, в результате чего под верхним прогретым слоем сохраняются в течение всего лета более низкие температуры вплоть до дна. Только в районах захода теплых атлантических вод образуется холодная прослойка.

В связи с тем, что очищение арктических морей ото льда про­ исходит с юга на север и их южные районы начинают прогре­ ваться раньше, из-за теплового влияния материка, а такж е умень­ шения к югу толщины распресненного слоя из-за более сильного влияния речного стока, температура поверхности морей убывает с юга на север. Поэтому в прибрежных районах, находящихся под непосредственным влиянием стока крупных рек, температура поверхностного слоя вод наиболее высокая.

Исключением из этого правила может быть Чукотское море, когда в нем развивается холодное течение вдоль Чукотского по­ бережья, а теплые летние беринговоморские воды в виде Лонговской и Геральдовской ветвей проникают на запад до'В осточноСибирского моря. В такие годы в западной части моря темпера­ тура повышается с удалением от берега до теплых струй, а затем снова понижается до кромки льда.

Некоторое отклонение от широтного хода температуры воды имеет место в северо-западной части Карского моря из-за захода туда атлантической воды.

Н а рис. 10.8 видно, что температура в продвигающейся к во­ стоку струе атлантических вод постепенно понижается. Однако это нельзя трактовать как потерю тепла движущимися водами.

Летом теплообмен моря с атмосферой повсеместно положитель­ ный и оно с поверхности прогревается. В таких случаях для опре­ деления изменения температуры в какой-то точке потока воды нужно учитывать начальную температуру воды в том районе, из которого она приходит в данную точку. Поэтому нужно иметь в виду»

что, например, до 45° в. д. вода от западной границы Баренцева моря доходит примерно за 3 Мес. Если на этом меридиане тре­ буется определить температуру воды в конце лета, то следует учесть, что сюда к этому времени дойдет та вода, которая вошла в Баренцево море еще в конце весны, когда ее температура была еще низкой.

Л етняя пространственная неоднородность распределения тем ­ пературы и солености в арктических морях по мере их выхолажи

–  –  –

вания осенью постепенно уменьшается. Поскольку охлаждение мо­ рей происходит с поверхности, то в результате понижения темпе­ ратуры воды и уменьшения или вообще прекращения поступления талых и речных вод происходит уплотнение поверхностных слоев моря и развивается конвекция. И з-за небольших вертикальных градиентов плотности в верхнем слое она быстро распростра­ няется до летнего галоклина и дальнейш ая теплоотдача в атмо­ сферу ведется, по сути, всем слоем конвективного перемешива­ ния. Чем он толще, тем медленнее меняются его температура и соленость, и позднее образуется лед (рис. 10.9). Он составлен по наблюдениям, выполненным в одном районе, но за разные годы.

Несмотря на то, что стратификация и прогрев были различными, несмотря на своеобразный характер метеорологических условий в каждом году, из рис. 10:9 видно, что зависимость сроков ледо­ образования от толщины верхнего однородного слоя имеет устой­ чивый характер. При малой толщине слоя конвективного пере­ мешивания ледообразование бывает преимущественно ранним, а при распространении конвекции до большой глубины — преиму­ щественно поздним. В свою очередь на глубину проникновения конвекции очень большое влияние оказывает плотностная стратификадия морей, которая сильно зависит от вертикального профиля ' солености. Поэтому при значительных вертикальных градиентах солености в верхнем слое моря обычно ледообразование бывает ранним, даж е если этот верхний слой моря хорошо, прогрет.

Таким образом, в арктических морях выделяются поверхност­ ные морские воды. Их характерной чертой являю тся большие го­ довые амплитуды температуры воды и солености, достигающие порядка 10 °С и 20 %о. Зимой температура минимальна, а соле­ ность максимальна, летом — наоборот. С севера в арктические моря могут заходить арктические поверхностные воды.

Под поверхностными водами располагаются глубинные воды арктических морей. К ак было отмечено, они образуются зимой, поэтому имеют температуру лишь на несколько десятых долей градуса выше температуры замерзания, а соленость более одно­ родную и меняющуюся в основном в. пределах 32—34 %0. Глубин­ ными водами, по сути, являю тся баренцевоморские и зимние беринговоморские.

Смешение соленых атлантических вод в арктических морях с холодными глубинными водами приводит к образованию со­ леных и холодных донных вод арктических морей. Их соленость близка к 35 %о, а температура отрицательная.

Соленость и температура вод арктических морей испытывает изменения в зависимости от притока атлантических и беринговоморских вод. Первые, вполне естественно, наиболее сильное вли­ яние оказываю т на режим Баренцева и меньше — Карского морей, а вторые-— на режим Чукотского и Восточно-Сибирского морей.

Влияние этих вод наиболее заметно в формировании аномалий со­ лености поверхностных вод морей. Так, например, изменения рас­ хода атлантических вод приводят к аномалиям солености порядка 1 % в верхнем слое северо-восточной части Карского моря через о 2 года, а в море Лаптевых — через 3 года [22].

Эти отрезки времени примерно соответствуют времени «добегания» атлантических вод до указанных морей. Такж е изменения притока беринговомореких вод проявляются в аномалиях соле­ ности Чукотского моря через 2—3 года, восточной части Вос­ точно-Сибирского моря — через 3—4 года, а его западной части — через 4—.5 лет.

Увеличение притока атлантических и беринговомореких вод приводит к положительным аномалиям солености, а уменьшение притока — к отрицательным.

Непосредственное влияние флюктуаций притока атлантиче­ ских и беринговомореких вод яснее проявляется в аномалиях температуры глубинных вод арктических морей.

Сформировавшиеся аномалии температуры и солености воды обычно сохраняются в течение нескольких лет.

1 0.7. Л Е Д Я Н О Й П ОКРО В

В условиях, приводящих к образованию морского льда, в спе­ цифике роста его толщины и формировании ледяного покрова в арктических морях много общего. К ак и на других морских во­ доемах, образование первичных форм льда начинается после охлаждения поверхностного слоя морей до температуры зам ер­ зания 0. Н а северной периферии морей, где к осени имеются п л а­ вучие льды, температура воды около них даж е летом около нуля.

Поэтому вскоре после того, как суммарный теплообмен с атмосфе­ рой становится отрицательным, температура верхнего распресненного слоя быстро понижается до температуры замерзания и по­ являются первичные формы льда. И з-за того что скорость охлаж ­ дения зависит не только от теплообмена с атмосферой, но и от солености, влияющей на соотношение температур замерзания и наибольшей плотности, от толщины верхнего квазиоднородного слоя и потока тепла к нему снизу, даты начала замерзания морей не одинаковы. Но на их северной периферии значения температуры, солености, толщины верхнего слоя h и потоков тепла меняются от моря к морю мало, поэтому везде замерзание начинается около границы льда примерно в одно время-— в начале сентября.

В центральном и особенно в южных районах морей гидроме­ теорологические условия различаю тся сильнее, чем в их северных районах, поэтому скорость их выхолаживания варьирует в боль­ ших пределах. В связи с этим продвижение границы замерзания с севера на юг происходит с различной скоростью. Наиболее бы­ стро она продвигается в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском в связи с мелководностью их районов, освобождающихся летом ото льда, отсутствием здесь глубинных теплых вод и большим распреснением, при котором не только толщина перемешанного слоя не превышает 10— 20 м, но и температура зам ерзания выше тем­ пературы наибольшей плотности. Уже в октябре (*и лишь в теп­ лые годы в ноябре) моря покрываются льдом. В эти ж е сроки покрывается льдом восточная часть Карского моря.

В сильно опресненных мелководных прибрежных районах с малой толщиной верхнего перемешанного слоя за пределами устьевых областей, в которые поступают еще теплые речные воды, образование льда такж е происходит в октябре—ноябре. Отсюда граница льда постепенно, но медленнее, чем с севера., про­ двигается в центральные районы морей.

Позднее происходит замерзание Чукотского и западной части Карского морей. Основной причиной этого является поступление теплых и относительно соленых вод из Берингова и Баренцева морей, в результате чего южный район Чукотского моря и югозападный район Карского моря замерзаю т только в конце ноября — в декабре.

В Баренцевом море граница льда с севера и с востока непрерывно движется на юго-запад в течение всей зимы И первой по­ ловины весны, в среднем занимая к концу холодного периода года положение, указанное на рис. 10.10. Эта граница испыты­ вает существенные изменения в зависимости от интенсивности Нордкапского течения и господствующих ветров. Но в среднем примерно четвертая часть площади моря оказывается свободной ото льда.

Рост толщины образовавшегося льда происходит по общему для всех замерзающ их морей закону, выраженному формулой (1.22). Здесь следует только иметь в виду, что на практике часто температура поверхности льда или снега на льду Т0 заменяется температурой воздуха. Они не всегда близки между собой, так как поток тепла через тонкий лед повышает температуру его по­ верхности., В связи с более ранним образованием льда в северных райо­ нах морей, чем в южных, толщина льда в начале зимы умень­ шается с севера на юг. Однако за зиму происходит постепенное выравнивание толщины льда из-за того, что в мелководных южных районах практически отсутствует подток тепла к нижней по­ верхности льда, в то время как в северных он есть.

Н а толщину льда сильное влияние оказывает преобладающий вынос или приток льда. В зонах преобладающего выноса, какими являю тся юго-западная часть Карского моря и Чукотское море, толщина льда меньше, чем в центральных морях. Это связано с тем, что на месте вынесенного льда образуется новый, но про­ должительность его роста меньше, поэтому и толщина меньше.

В Баренцевом море на нарастание льда большое влияние ока­ зывает тепло атлантических вод и относительно высокие темпера­ туры воздуха, поэтому толщина льда растет от кромки до север­ ной периферии, где она достигает к апрелю величины порядка 1 м. Припай в этом море формируется только в пределах архипе­ лага Шпицберген, где острова препятствуют дрейфу льда. П рак­ тически весь лед в этом море осенне-зимнего образования. Лишь в области Шпицбергенского океанического ледяного массива (см.

рис. 4.8) с севера спускаются многолетние льды Арктического бассейна и здесь ледяной покров состоит как из льдов местного образования, так и старых. Восточно-Гренландским течением они выносятся на запад, встречаясь и к югу от Шпицбергена.

Особенностью ледяного покрова морей Карского, Лаптевых и Восточно-Сибирского является наличие обширной зоны припая, протянувшейся местами на север более, чем на 300 км (см.

рис. 10.10). Неподвижный лед образуется в трех районах, где его дрейфу препятствуют острова или материки. В Карском море он формируется вдоль Таймырского полуострова до северной око­ нечности арх. Северная Зем ля, препятствующей перемещению льда на северо-восток с Западно-Таймырским течением. В море Лаптевых препятствуют движению льда в Ленском течении Ново­ сибирские острова. Они же и материк ограничивают дрейф льда в Восточно-Сибирском море, имеющий в основном нажимный х а ­ рактер. В Чукотском море полоса припая узкая, обусловленная смерзанием льда, переносимого Чукотским течением, с берегом.

S и

0.О

–  –  –

со II N 2.

Припай устанавливается не с момента образования Льда. Молодые формы льда дрейфуют под действием ветра и течений, но по мере их утолщения, увеличения прочности и накопления массы льдов, они упираются в берега и мелководные банки, перестают двигаться и смерзаются. В дальнейшем за счет большей скорости роста тонкого льда, чем толстого, происходит выравнивание тол­ щины льда.

Наибольшей толщины, превышающей 2 м, припай достигает в Восточно-Сибирском море. Такому росту льда благоприятст­ вуют низкие температуры воздуха зимой, малый снежный покров и отсутствие подтока тепла из воды ко льду. Толщина припая в морях Карском и Лаптевых находится в пределах от 1,5 м до 2 м [34].



Pages:     | 1 | 2 || 4 |
Похожие работы:

«1. I ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ 1.1 Коллективный договор (далее – Договор) заключён на 2015-2017 годы согласно действующему законодательству Украины между Частным акционерным обществом (ЧАО) "Украинское Дунайское пароходство" в лице председателя Правления Д.А.Баринова, представляющег...»

«Особенности организации обучения иностранных студентов в российском вузе УДК 811.111’24:378.662(571.16) ОСОБЕННОСТИ ОРГАНИЗАЦИИ ОБУЧЕНИЯ ИНОСТРАННЫХ СТУДЕНТОВ В РОССИЙСКОМ ВУЗЕ И НАПРАВЛЕНИЕ ЕГО РАЗВИТИЯ Т.Р. Рахимов Аннотация. Ана...»

«КАК ВЕСТИ ПЕРЕГОВОРЫ С АРЕНДАТОРАМИДОЛЖНИКАМИ ОСНОВНЫЕ ПРАВИЛА ТЕКУЩЕГО РЫНКА: С АРЕНДАТОРОМ СЕГОДНЯ НЕЛЬЗЯ ГОВОРИТЬ С ПОЗИЦИИ СИЛЫ. ПРОЕКТ МОЖЕТ СТАТЬ УСПЕШНЫМ ТОЛЬКО ТОГДА, КОГДА СОБСТВЕННИК ОБЪЕКТА, УПРАВЛЯЮЩАЯ КОМПАНИЯ И АРЕНДАТОРЫ ПОСТОЯННО СОВМЕСТНО ПРИКЛАДЫВА...»

«ЗАЯВЛЕНИЕ-АНКЕТА НА ИПОТЕЧНЫЙ КРЕДИТ Пожалуйста, заполняйте форму ручкой с черными или темно-синими чернилами разборчиво большими печатными буквами по следующим образцам.И ставьте галочку в квадратике напротив выбранного варианта ответа: А Б В Г Д Е Ж З И Й К Л М Н О П Р С Т У Ф Х Ц Ч Ш Щ Ъ Ы Ь Э Ю Я Пожалуйста, не забудь...»

«Содержание 1. Пояснительная записка..3 1.1. Введение...3 1.1.1. Актуальность и область применения дисциплины.3 1.1.2. Роль и место дисциплины в структуре подготовки выпускников.3 1.1.3. Особенности изучения дисциплины..3 1.1.4. Структура д...»

«21 общего и других видов (качества, инноваций) управления на уровне ОУ. В новых условиях хозяйствования, вызвавших изменение принадлежности и собственности ОУ развитие этих направлений приобретают все большую актуальность. Многие прогресси...»

«09.10.2015 Арсин Уровень безработицы среди молодежи в мире снизился, но Уровень безработицы среди молодежи в мире снизился, но остается выше докризисного МОТ ЖЕНЕВА, 9 окт РИА Новости. Уровень безработицы...»

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО КАДАСТРА ОБЪЕКТОВ НЕДВИЖИМОСТИ Комитет по земельным ресурсам и УПРАВЛЕНИЕ ФЕДЕРАЛЬНОГО АГЕНТСТВА землеустройству Санкт-Петербурга КАДАСТРА ОБЪЕКТОВ НЕДВИЖИМОСТИ Руководителям топогеодезических ПО ГОРОДУ САНКТ-ПЕТЕРБУРГУ организаций (УПРАВЛЕНИЕ РОСНЕДВИЖИМОСТИ П...»

«Компания Hong Kong Exchanges and Clearing Limited и Гонконгская фондовая биржа (The Stock Exchange of Hong Kong Limited) не несут ответственности за содержание настоящего сообщения, не подтверждают точность или полноту его содержания и отказываются от какой бы то ни было ответственности за любой ущерб, так или иначе связа...»

«http://collections.ushmm.org Contact reference@ushmm.org for further information about this collection Сулейман Ислямов Год рождения 1924, место с. Айкъавул вакуп Фрайдорфского района. Записано в пгт Раздольное 7 августа 2006 г. Собиратель: Арзы Эмир И. – инфо...»

«НОРМИР ТРУДА Тема1. Содержание и задачи нормирования труда.1.Сущность и цели нормирования 2.Классификация норм труда 3.Функции, задачи, значение и принципы нормирования труда.4. Принципы нормирования труда 1.Сущность и цели нормирования Важнейш...»

«ПОСТАНОВЛЕНИЕ Госгортехнадзора РФ от 10 июня 2003 г. № 80 Об утверждении Правил устройства и безопасной эксплуатации технологических трубопроводов Госгортехнадзор России постановляет: 1. Утвердить Правила устройства и безопасной эксплуатации технологических трубопроводов.2. Направить Правила устройства и безопасн...»

«OOO "Научно-производственное предприятие Марс-Энерго" "УТВЕРЖДАЮ" Директор ООО "НПП Марс-Энерго" Гиниятуллин И.А. "_" 20_ г. Методика измерений падения напряжения во вторичной цепи измерительного трансформатора напряжения прибором "Энерготестер ПКЭ-А" в условиях эксплуатации Сог...»

«Утверждена постановлением губернатора Костромской области от 17 октября 2014 г. № 214 В (наименование кадрового подразделения исполнительного органа государственной власти, иного органа или организации) СПРАВКА1 о доходах, расходах, об имуществе и обязательствах имущественного характера2 Я, (фамилия, имя, отчество, дата рождения, серия и...»

«Содержание Введение Общие сведения Проблема Решение Ссылка STP получает слишком много трафика IMSIMGR в предупреждают Состояние Сбой HLR Рекомендации Трафик Триггеры для M3UA переполненный сигнал тревоги в SGSN Введение Этот документ описывает проблему, с которой встреча...»

«ЕДИНЕННЫХ НАЦИИ D is tr. GENERAL ГЕНЕРАЛЬНАЯ A /C N.9 /6 3/A d d.1 1 7 March I9 7 2 RUSSIAN АССАМБЛЕЯ ORIGINAL: ENGLISH КОМИССИЯ ОРГАНИЗАЦИИ ОБЪЕДИНЕННЫХ НАЦИИ ПО ПРАВУ МЕЖДУНАРОДНОЙ ТОРГОВЛИ Пятая сессия Нью-Йорк, апреля 1972 года МЕЖДУНАРОДНОЕ ЗАКОНОДАТЕЛЬСТВО В ОБЛАСТИ МОРСКИХ ПЕРЕВОЗОК Доклад Рабочей группы о работе ее тр...»

«УДК 657.47.07 Е. Н. ПЕТРУХИНА ПОРЯДОК КАЛЬКУЛИРОВАНИЯ СЕБЕСТОИМОСТИ ПРОДУКЦИИ НА ПРЕДПРИЯТИЯХ ПО ПРОИЗВОДСТВУ ПИВОВАРЕННОЙ ПРОДУКЦИИ Ключевые слова: производство, номенклатура, статьи калькуляции, себестоимость,...»

«Возрастные особенности детей 6-7 лет В жизни ребенка, пожалуй, нет больше ни одного момента, когда бы так резко и кардинально менялась его жизнь, как при поступлении в школу. Провожая малыша в первый класс, родители почему-то думают, что он автоматическ...»

«Аннотация к рабочей программе дисциплины Б1.В.ДВ.6.1 Цветоводство 2015 год набора Направление подготовки 35.03.05 – Садоводство Профиль – Плодоовощеводство и виноградарство Программа подготовки – Прикладной бакалавриат Статус дисциплины в учебном плане: относится к вариативной части Блока 1 ОП является дисцип...»

«АЗђРБАJ†АН МИЛЛИ ЕЛМЛђР АКАДЕМИJАСЫ ФОЛКЛОР ИНСТИТУТУ АЗЯРБАЙЪАН ФОЛКЛОРУ АНТОЛОЭИЙАСЫ ХЫЫЫ ъилд ШЯКИ, ГЯБЯЛЯ, ОЬУЗ, ГАХ, ЗАГАТАЛА, БАЛАКЯН, ФОЛКЛОРУ БАКЫ – 2005 Азярбаjъан Милли Елмляр Академиjасы Фолклор Институту Елми Шурасынын гярары иля чап олунур Тяртибчиля...»

«САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ А. Г. БУЛ АХ Рекомендовано Учебно-методическим объединением университетов России в качестве учебника для студентов университетов, обучающихся по направлению "Геология" ИЗДАТЕЛЬСТВО С.-ПЕТЕРБУРГСКОГО УНИВЕРСИТЕТА http://geoschool.web.ru/ У...»

«320 МАШИНОСТРОЕНИЕ _ точность изготовления бокового профиля. В доступной авторам литературе соответствующие расчеты не выполнялись. В.В. ШЕВЕЛЬКОВ., А.С. БЫЛЕЕВ АНАЛИЗ КЛИМАТИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ПСКОВСКОЙ ОБЛАСТИ ДЛЯ ВОЗМОЖНОСТИ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ НВИЭ В статье про...»

«69 Biological Bulletin УДК 631.618:633.2.031 А. В. Жуков ФИТОИНДИКАЦИОННОЕ ОЦЕНИВАНИЕ ИЗМЕРЕНИЙ, ПОЛУЧЕННЫХ ПРИ МНОГОМЕРНОМ ШКАЛИРОВАНИИ СТРУКТУРЫ РАСТИТЕЛЬНОГО СООБЩЕСТВА Днепропетровский национальный университет имен...»

«1 Оргкомитет конкурса "Скрипка: Душа и Облик" 109052, г. Москва, ул. Нижегородская, д. 29-33, стр.27 Тел.: +7 (495) 518-67-27; факс +7 (499) 530-09-21 e-mail: soulandshape@philharmonik.ru ПОЛОЖЕНИЕ о Международном конкурсе Промышленных производителей струнных инструментов...»

«Электронный журнал "Труды МАИ". Выпуск № 46 www.mai.ru/science/trudy/ УДК 621.452.3.01.03 Разработка методик по определению расчетных характеристик звукопоглощающих конструкций Каримбаев Т.Д., Климов Д.А., Мыктыбеков Б., Низовцев В.Е. Аннотация В работе предложена методика эксперимент...»

«УСЛОВИЯ ОБСЛУЖИВАНИЯ В СИСТЕМЕ "ИНТЕРНЕТ-БАНК / РОСБАНК ОНЛАЙН" 1. ТЕРМИНЫ И ОПРЕДЕЛЕНИЯ Аналог собственноручной подписи (далее – АСП) – персональный идентификатор Клиента, являющийся сред...»

«УДК 821.10.01/ А. Кушнер Ячник Л.М. (Київ, Україна) СтиХотворЕниЕ "ПрЯмаЯ рЕчЬ" аЛЕКСандра КуШнЕра в КонтЕКСтЕ ПоЭтичЕСКого ЦитированиЯ У статті розглянуто спосіб цитування через пряму мову, першорядн...»








 
2017 www.doc.knigi-x.ru - «Бесплатная электронная библиотека - различные документы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.