Развитие океанологических условий западной Камчатки по данным мониторинговых наблюдений 1997 и 2000 гг. 

2002

Известия Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра

Том 130

А.Л.Фигуркин

РАЗВИТИЕ ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ЗАПАДНОЙ КАМЧАТКИ ПО ДАННЫМ МОНИТОРИНГОВЫХ НАБЛЮДЕНИЙ 1997 И 2000 ГГ.

Шельф западной Камчатки является одним из основных промысловых районов Тихого океана, что обусловливает повышенный интерес к изучению его абиотических условий, большую плотность накопленной океанологической информации и количество публикаций. Несмотря на это, в существующих схемах течений западной Камчатки отмечаются значительные расхождения, связанные с вопросом о наличии-отсутствии южного переноса вдоль ее берегов. Южный перенос, за которым закрепилось название Компенсационного течения (Леонов, 1960), отмечается на схемах Л.И.Шренка (1874), Б.В.Давыдова (1923), А.К.Леонова (1960), Н.П.По-мазановой (1970), Л.Е.Веселовой (1972), Г.Е.Карманова (1982), В.А.Лучина (1987) и отсутствует у М.Е.Жданко (1910), С.О.Макарова (1950), К.В.Мо-рошкина (1966), И.В.Давыдова (1975), В.И.Чернявского (1981).

Регулярные исследования, проводимые ТИНРО, подтвердили реальность существования как северного, так и южного переноса вод на шельфе западной Камчатки (Карманов, 1982; Фигуркин, 1997) и позволили сделать вывод о том, что данные вариации являются результатом значительной сезонной и межгодовой изменчивости океанологических условий района. Сезонная изменчивость океанологических условий во многом определяется дрейфово-компенсационным характером общей циркуляции вод Охотского моря, который наиболее ярко проявляется в осенне-зимний период интенсификацией Восточно-Сахалинского течения, осуществляющего вынос вод моря через южные проливы, и усилением компенсирующего затока океанических вод, формирующих Западно-Камчатское течение. В теплое полугодие (с прекращением северных ветров) эти течения ослабевают и циркуляция моря сменяется относительно спокойным инерционным режимом, определяемым сложившимся за зиму полем плотности. Основы межгодовой изменчивости термохалин-ных характеристик подповерхностных и промежуточных вод также закладываются преимущественно в осенне-зимний период вариациями ветровой активности, выхолаживания и водообмена с океаном. Подтверждением этому служит тот факт, что аномалии температуры, солености, плотности, сформированные зимой в деятельном слое, хорошо прослеживаются (и прогнозируются по показателям суровости зимних условий) в теплую половину года, вплоть до нового цикла выхолаживания (Винокурова, 1972; Чернявский, 1992). В связи с этим представляет интерес проследить закономерности океанологических полей западнокамчатских вод, формируемых в годы с холодной и в годы с теплой зимой, и особенности их внутригодового развития.

103

Год Дата съемки Судно Кол-во Нижний станций горизонт, i

1997 09-24.03 "ТИНРО" 84 1000

06-23.04 "ТИНРО" 101 1000

28.06-29.07 "Шурша" 139 300

10-25.09 "ТИНРО" 55 1000

2000 22.03-08.04 "ТИНРО" 98 1000

10-26.04 "ТИНРО" 109 1000

19.07-07.09 "Погр. Петров" 188 800

28.09-12.10 "Пр. Кагановский" 55 1000

В 1997 и в 2000 гг. в районе западной Камчатки был выполнен стандартный комплекс съемок в марте и апреле, а также летняя и осенняя съемки (см. таблицу). Это дает возможность провести анализ развития фоновых условий 2000 г., характеризовавшегося третьей подряд с 1998 г. холодной зимой, в сравнении с 1997 г., одним из самых малоледовитых за всю историю наблюдений.

Сроки выполнения и количество гидрологических станций Наиб°лее

на шельфе западной Камчатки важной особен-

Data of research surveys and number of stations ностью цирку-

in the West Kamchatka shelf ляции вод в

марте-апреле 2000 г., характерной для суровых зим, было наличие на всем протяжении шельфа западной Камчатки хорошо развитого холодного Компенсационного течения (рис. 1). В апреле перенос вод на юг Компенсационным течением (в слое 0-200 м) составил 0,29 млн м3/с -одно из самых больших значений за период с 1984 по 2000 г. Граница между Компенсационным (КТ) и Западно-Камчатским (ЗКТ) течениями в среднем прослеживалась над изобатами 150-200 м. Здесь основной термоклин, разделяющий холодные воды конвективного слоя и подстилающий слой относительно теплых промежуточных охотоморских вод, резко заглублялся от горизонта 60-80 м (в водах Западно-Камчатского течения) - в направлении дна, образуя придонную фронтальную зону на изобатах 120-170 м. С прибрежной стороны раздела оставались перемешанные, выхоложенные до дна воды Компенсационного течения (с температурой минус 1,7 - минус 1,4 °С - в марте и минус 0,5 - минус 1,0 °С - в апреле, (рис. 2)), мористее располагались стратифицированные воды ЗКТ, температура которых на горизонтах фронта достигала 0,51,5 °С. Положение границы раздела вод КТ и ЗКТ определяет изобаты, на которых происходит основной нерест минтая (Фадеев, Смирнов, 1993; Fi-gurkin, Ovsyannikov, 1999).

Возникновение Компенсационного течения обеспечивается не только сильным выхолаживанием вод верхнего шельфа, но и значительным повышением их солености. Сравнение средневзвешенной солености (в толще от поверхности до дна) перед льдообразованием со средними и фактическими значениями средневзвешенной солености в марте-апреле (рис. 3) показывает, что такое повышение не может быть достигнуто только конвективным перемешиванием, а тесно связано с адвекцией вод. По данным апрельской съемки (см. рис. 1, Г) хорошо виден вынос вод из материковой части зал. Шелихова, в полыньях которой в процессе льдообразования происходит интенсивное соленакопление. Придонная соленость на изобатах 50-150 м здесь нередко превышает 34,0 %о (4 мая 2000 г. на глубине 92 м отмечалась соленость 34,09 % при температуре минус 1,82 °С).

В холодные зимы значительно увеличивается плотность вод североохотского шельфа. В результате граница Северо-Охотского противотечения смещается от кромки шельфа (своего летнего положения -

104

Морошкин, 1966; Чернявский, 1981; Лучнн, 1987) на юг и на восток мористее изобаты 500 м, вынося воды североохотского шельфа во впадину ТИНРО и в район желоба Лебедя (рис. 1, В-Г). Эти воды, увлекаемые к берегу по северным перифериям антициклонических вихрей, могут также поступать непосредственно на шельф западной Камчатки. Весной 2000 г. такие антициклонические вихри отмечались между 50 и 52° с.ш. - вдоль склона северо-восточной оконечности глубоководной Курильской котловины; между 53 и 54° с.ш. - перед юго-восточной частью склона Северо-Охотской возвышенности (возвышенности Лебедя) и перед северным склоном впадины ТИНРО.

Рис. 1. Динамическая топография на поверхности (относительно 500 дбар): А - март 1997 г.; Б - апрель 1997; В - март 2000; Г -апрель 2000 г.

Fig. 1. Surface dynamic topography (relativly 500 dbar): A - March, 1997; Б -April, 1997; В -March, 2000; Г -April, 2000

В северо-восточной оконечности Курильской котловины происходит разделение Западно-Камчатского течения на две ветви: склоновую и шельфовую (при встрече меридионального потока с зонально-ориентированным участком склона юга западной Камчатки). В марте 2000 г. склоновый поток ЗКТ хорошо прослеживался на всем протяжении п-ова Камчатка между 153 и 154°30' в.д., а шельфовая ветвь наблюдалась до 51°40' с.ш., откуда она вместе с водами Компенсационного течения опускалась по склону в направлении банки Лебедя. Трасса вод КТ прослеживалась по ложбине в поле динамических высот и заканчивалась циклоническим вихрем над банкой Лебедя. Южнее банки - в глубоководной котловине перед южным склоном Камчатки - наблюдался стационарный антициклон (Чернявский, 1981), где шельфовые воды и воды Компенсационного течения с температурой менее 0 °С заглублялись до 200-280 м.

150 155 160 150 155 160 150 155 160

Рис. 2. Минимальная температура: А - среднемноголетнее значение (апрель-май); Б - апрель-май 1997 г.; В - апрель-май 2000 г. Придонная температура: Г - среднемноголетнее значение (апрель, май); Д - апрель-май 1997 г.; Е - апрель-май 2000 г.

Fig. 2. Distribution of intermediate cold core water mass temperature (°C): A - avereged value in April; Б - in April-May, 1997; В - in April-May, 2000. Distribution of bottom temperature (°C): Г - avereged value in April; Д - in April-May, 1997; Е - in April-May, 2000

В апреле 2000 г. с ослаблением северных ветров и прогревом вод шельфовая ветвь Западно-Камчатского течения продвинулась до 53° с.ш. Соответственно и опускание по склону вод все еще интенсивного Компенсационного течения происходило уже несколько севернее (между 52 и 53° с.ш.). В результате в апреле склоновая ветвь ЗКТ, хорошо видимая севернее желоба Лебедя, на участке 52-53° с.ш. в поле динамической топографии не просматривалась.

Воды океанического происхождения с температурой выше 2,0 °С наблюдались только на небольшом участке южнее желоба Лебедя - в придонном слое, начиная с изобат 470-560 м и глубже (максимальные значения до 2,42 °С отмечались на глубинах более 800 м).

Срединная ветвь в пределах границ мартовской и апрельской съемок 2000 г. не обнаружена. На месте, соответствующем ее положению в летний период (над изобатами 300-700 м южного склона Северо-

Охотской возвышенности), наблюдалось Северо-Охотское противотечение, имеющее юго-восточное направление, которое осуществляет вынос вод североохотского ядра холода к центральному и южному районам Камчатки (рис. 1, 2, В-Г).

Рис. 3. Значения солености, осредненной в толще 0 - дно: А - сред-немноголетнее значение в ноябре (перед льдообразованием); Б - среднемного-летнее увеличение средневзвешенной солености за ледовый период (от ноября к апрелю); В - средневзвешенная соленость в апреле 1997 г.; Г - средневзвешенная соленость в апреле 2000 г.

Fig. 3. Mean salinity value from surface to bottom (psu): A - averaged salinity in November (before freezing); Б - averaged increment of salinity from November to April; В -averaged salinity in April, 1997; Г - averaged salinity in April, 2000

Во впадине ТИНРО стрежень вод северной ветви ЗКТ, оттесняемых водами североохотского ядра холода, наблюдался вдоль восточного камчатского склона. Это также отличает весенние съемки (даже после теплых зим) от летних, когда основной поток Северной ветви проходит вдоль западного склона впадины ТИНРО. В апреле максимальные значения температуры вод Северной ветви во впадине (от 1,7-1,83 до 1,91 0С) наблюдались под слоем выхолаживания - на промежуточных горизонтах 320-650 м. В придонных слоях впадины ТИНРО, лежащих ниже порога желоба Лебедя, температура воды понижалась до 1,4-1,5 ОС.

Поле геострофических течений хорошо демонстрирует, как повышенная плотность вод североохотского шельфа, сформированных холодной зимой 2000 г., "ограничивает проникновение" менее плотных вод Северной ветви на шельф западнее 1490 в.д. и тем самым препятствует формированию Северо-Охотского течения. Происходит практически полный разворот вод Северной ветви на восток и их продвижение вдоль кромки шельфа п-овов Кони и Пьягина, также занятого плотными выхоложенными водами, в сторону зал. Шелихова, т.е. в противоположном Ямскому течению направлении. Благодаря этому в холодные зимы вдоль северного склона впадины ТИНРО формируется обширный зонально-

ориентированный антициклон, нередко соединяющийся с антициклоном над желобом зал. Шелихова. Антициклон обеспечивает поступление вод Северной ветви в зал. Шелихова (максимальная температура на входе 0,8-0,6 °С) и вынос из него холодных вод зимнего охлаждения на юг вдоль западной Камчатки, что и дает начало Компенсационному течению. В пределах этого антициклона, особенно над впадиной ТИНРО и над желобом Шелихова, происходит накопление и заглубление поверхностных вод, распресненных материковым стоком и таянием льда. Рас-преснение охватывает значительную толщу вод притауйского района и желоба, что хорошо просматривается в поле средневзвешенных значений солености (см. рис. 3). Здесь же наблюдаются максимальные концентрации икры минтая.

Весна 1997 г. в западнокамчатском районе отличалась от весны 2000 г. прежде всего отсутствием Компенсационного течения. Даже в марте - в период наибольшего выхолаживания - на шельфе и склоне доминировал перенос вод в северном направлении (рис. 1, А, Б). Зимняя конвекция не распространялась глубже 10-20 м в водах ЗКТ, а на мелководье перемешивание достигало дна лишь в пределах изобат 40-70 м. Вследствие обоих факторов температура вод шельфа, включая придонный слой, была выше на 1,5-2,0 °С, а соленость меньше на 0,3-0,5 %о, чем весной 2000 г. (см. рис. 2, 3).

Как в марте, так и в апреле 1997 г. склоновая ветвь Западно-Камчатского течения хорошо просматривалась восточнее 153° в.д. Течение находилось в фазе повышенной интенсивности, а слабое выхолаживание и отсутствие плотных вод Компенсационного течения поддерживали высокий контраст плотности между шельфовыми и мористыми водами. Перенос вод Западно-Камчатским течением в слое 0-200 м (максимальное значение по акватории съемки между берегом и 153° в.д.) составил в апреле 1997 г. 0,52 млн м3/с, а в 2000 г. - 0,20 млн м3/с (с 1998 г. отмечалось постепенное уменьшение переноса вод на север в верхней толще 0-200 м). Максимальная температура вод ЗКТ южнее желоба Лебедя, как и в 2000 г., наблюдалась у дна и составила 2,68-2,87 °С на изобатах 750-850 м, что на 0,2-0,4 °С выше, чем весной 2000 г. Верхняя граница промежуточных вод, имеющих температуру, равную или более 2,0 °С, отмечалась на горизонтах 220-280 м, т.е. на 200-300 м выше, чем в 2000 г. Циклон над банкой Лебедя был выражен слабо. Теплосодержание вод, выносимых с североохотского шельфа к желобу Лебедя и во впадину ТИНРО, составило минус 100 ккал/м2, что значительно теплее, чем в 2000 г. (минус 1000 - минус 1800 ккал/м2). Тем не менее циклоническая циркуляция в юго-западной части впадины ТИНРО весной 1997 г. была выражена интенсивнее, чем весной 2000 г. Видимо, это следствие препятствования свободному распространению вод североохотского шельфа на восток и юго-восток со стороны интенсивных Срединной и Северной ветви Западно-Камчатского течения.

Слабое выхолаживание вод североохотского шельфа и повышенная интенсивность Западно-Камчатского течения обусловили свободное проникновение вод Северной ветви на шельф п-ова Кони, а также на шельф Тауйской губы и на запад. В мае 1997 г. воды Северо-Охотского течения отмечались до 147° в.д. - у дна и до пос. Ульи - в поверхностном слое, т.е. вместо замкнутого антициклона вдоль северной границы впадины ТИНРО, характерного для холодных лет, в теплые годы наблюдается обширная вдольбереговая зона с антициклоническим характером циркуляции. По результатам аналогичных съемок, проводимых с 1983 г.,

108

прослеживается следующая качественная закономерность: весной граница развития Северо-Охотского течения на запад пропорциональна интенсивности Северной ветви Западно-Камчатского течения и обратно пропорциональна ледовитости, как косвенного показателя суровости зимних условий. Также можно отметить, что после теплых зим антициклон над желобом зал. Шелихова характеризуется меньшей кривизной и меньшим количеством замкнутых изогипс, уменьшается его связь с антициклонической циркуляцией в северо-западной части впадины ТИНРО.

Весной 1997 г. во впадине ТИНРО воды Северной ветви имели более высокую максимальную температуру (до 1,85-2,13 °С), большую толщину слоя повышенной температуры и подстилались более теплыми водами придонного слоя 600-900 м (1,75-1,78°С), чем в 2000 г.

Еще одним отличием, характерным для теплого 1997 г., является то, что уже в апреле воды Северной ветви ЗКТ попадали в залив Шелихо-ва непосредственно вдоль камчатского склона, минуя окружной путь по перифериям антициклона, как это было в 2000 г. В результате часть шельфа вокруг мыса Утхолокского и северо-восточнее от него была занята теплыми, распресненными водами с антициклонической циркуляцией и, соответственно, вдоль камчатского шельфа не просматривался вынос вод ядра холода зал. Шелихова. Само ядро холодных вод зал. Шели-хова занимало меньшую площадь, характеризовалось более высокой придонной температурой и относительно невысокой максимальной соленостью - 33,2-33,4 %.

Учетная донная съемка, проведенная 19.07-07.09.2000 г., показала достаточно обычную для лета картину: на большей части акватории доминировал северный перенос вод Западно-Камчатского течения; на южной границе съемки наблюдалось северо-западное, а на северной - северо-восточное направление движения вод, соответствующее конфигурации склона (рис. 4, А). Максимум переноса вод на север в это время года обычно наблюдается за пределами съемки (между 150 и 152° в.д.) и представлен в основном водами Северо-Восточного течения. Шельфо-вая ветвь ЗКТ прослеживалась так же хорошо, как и весной, но летом ее интенсивность поддерживается не контрастом плотности между водами североохотского шельфа и Западно-Камчатским течением, а сильным отеплением и опреснением вод верхнего шельфа. Так, соленость вод между берегом и изобатой 75-100 м, повышенная весной, стала меньше среднемноголетних значений (рис. 4, В, Е), а значения поверхностной и придонной температуры стали на 2-3 °С выше нормы, несмотря на сильное зимнее выхолаживание (рис. 4, Б, Г, Д). Даже в северной части района, где на прибрежном участке сохранились воды Компенсационного течения, температура увеличилась до средних значений.

Следы Компенсационного течения лучше сохранились в мористой части - над изобатами 150-400 м севернее 55° с.ш. (циклоническая ложбина в поле динамических высот, рис. 4, А). Мористая зона вод Компенсационного течения, несмотря на маскирующий прогрев, прослеживалась пониженными значениями поверхностной температуры (на 0,5-1,0 °С ниже нормы). В холодном подповерхностном слое воды КТ были хорошо заметны от северной границы до 53° с.ш. по экстремально низким значениям минус 0,2 - минус 0,6 °С. Выхолаживание и адвекция холода в 2000 г. были настолько сильными, что вплоть до изобаты 200 м ядро минимума температуры наблюдалось у самого дна и лишь мористее происходил его отрыв ото дна и подстилание более теплыми водами (рис. 4, Г, Д). Самая значительная аномалия придонных температур наблюдалась

109

между изобатами 100 и 200 м (до минус 1,5 ос), на изобатах 200-400 м придонная температура также была ниже нормы. Максимальная отмеченная придонная температура, 2,0-2,2 ос, и весь слой максимума, как и весной, были заглублены больше обычного и наблюдались в интервале глубин 600-700 м.

153 155 157 155 157 155 157

153 155 157 155 157 155 157

Рис. 4. Данные съемки 19.07-07.09.2000 г. (СРТМ "Пограничник Петров"): А - динамическая топография на поверхности (относительно 500 дбар); Б - температура на поверхности; В - соленость на поверхности; Г - минимальная температура; Д - придонная температура; Е - придонная соленость

Fig. 4. Data of "Pogranichnik Petrov" survey (19.07-07.09.2000): А - surface dynamic topography (relativly 500 dbar), Б - surface temperature, В - surface salinity, Г - cold core temperature, Д - bottom temperature, Е - bottom salinity

В 1997 г. аналогичная съемка у западной Камчатки была выполнена 28.06-29.07, что на месяц раньше, чем в 2000 г., поэтому корректно съемки 1997 и 2000 гг. можно сравнить только по отношению к средне-многолетним данным. В 1997 г. почти весь шельф и склон были заняты водами Западно-Камчатского течения (рис. 5, А). В отличие от 2000 г., не только прибрежная зона до 75 м, но и вся акватория шельфа и склона характеризовались положительными аномалиями температуры, доходящими до 2,0-3,0 °С на поверхности и у дна на мелководье и до 0,5-1,0 °С - в слое ХПС и в придонном слое шельфа и склона (рис. 5, Б, Г, Д). Исключение составил небольшой участок севернее 55°20' с.ш., где между берегом и изобатой 50-80 м прослеживалось влияние холодных вод,

110

выносимых в холодном подповерхностном слое по северной периферии антициклонической циркуляции впадины ТИНРО. Кроме этого небольшого района, температура вод Западно-Камчатского шельфа над изобатами 50-300 м (и температура поверхностного слоя) уже в июле теплого 1997 г. была существенно выше, чем в августе холодного 2000 г.

153 155 157 155 157 155 157

Рис. 5. Данные съемки 28.06-29.07.1997 г. (СРТМ "Шурша"): А - динамическая топография на поверхности; Б - температура на поверхности; В -соленость на поверхности; Г - минимальная температура; Д - придонная температура; Е - придонная соленость

Fig. 5. Data of "Shursha" survey (28.06-29.07.1997): А - surface dynamic topography (relativly 300 db), Б - surface temperature, В - surface salinity, Г -cold core temperature, Д - bottom temperature, Е - bottom salinity

По результатам комплексной съемки, охватившей в сентябре-октябре 2000 г. всю северную часть моря, с одной стороны, видна хорошая сохранность многих элементов циркуляции, заложенных сильным зимним охлаждением. С другой стороны, заметны сезонные изменения, связанные с разрушением ядер холода, в основном со стороны мелководья, ускоряемые осенним усилением циклонической активности атмосферы.

На северном участке западной Камчатки хорошо видны воды Компенсационного течения, проникающие по северной и восточной периферии антициклонической циркуляции (центр которой наблюдается между 56 и 57° с.ш. 152 и 153° в.д.) от п-ова Пьягина до верхнего шельфа

111

(циклоническая ложбина между 55 и 57° с.ш. (рис. 6) и повышенные отрицательные аномалии температуры, рис. 7, 8). Сохраняется сильный вынос вод североохотского ядра холода Северо-Охотским противотечением: на юг (вплоть до изобаты 1000 м - южной границы съемки) и на восток (до 152°30' в.д.). Вынос холодных подповерхностных вод, сохранивших температуру менее минус 1,0 °С (что ниже нормы на 0,5-1,0 °С, рис. 8 (А, Б), так и не позволил Срединной ветви развиться западнее 152° в.д. Кроме того, холодные воды североохотского шельфа в подповерхностном и промежуточном слоях проникали в воды Западно-Камчатского течения. На карте динамической топографии это видно по циклоническому меандру и прижиманию Западно-Камчатского течения к камчатскому склону в районе желоба Лебедя (см. рис. 6, Б). Южнее желоба, на камчатском склоне и шельфе, наблюдалось усиление антициклонической циркуляции и проникновение по ее северной периферии относительно холодных вод на камчатский шельф. Это хорошо заметно в поле минимальных температур. Их заток способствовал поддержанию низких температур в придонном слое и формированию южного переноса на прибрежной периферии антициклона.

Рис. 6. Динамическая топография на поверхности (относительно 500 дбар): А - август-сентябрь 1997 г.; Б - сентябрь-октябрь 2000 г.

Fig. 6. Surface dynamic topography (relativly 500 dbar): А - in August-September, 1997; Б - in September-Oktober, 2000

Наиболее значительные сезонные изменения в поле плотности и в циркуляции вод отмечались во впадине ТИНРО, на шельфе вдоль п-овов Кони-Пья-гина и в зал. Шелихова. Сезонное отепление и опреснение привели к разрушению прибрежных периферий плотных шельфовых вод и способствовали восстановлению направления переноса вод верхнего шельфа, характерного для теплой половины года: перенос вод в зал. Шелихова направлен против часовой стрелки, а поток вод вдоль п-овов Кони-Пья-гина направлен на запад (что только теперь, по результатам съемки, позволяет говорить о Ямском течении и его вкладе в формирование Северо-Охотского течения). Мористее п-овов Кони и Пьягина (над плотными водами, сохранившимися над изобатами 100-300 м) наблюдается циклоническая циркуляция, соединяющаяся с циклонической циркуляцией вокруг остатков

112

ядра холода материковой части шельфа зал. Шелихова. Между 154 и 155° в.д. северо-восточное направление переноса, наблюдаемое вдоль мористой границы сохранившихся плотных шельфовых вод, изменилось на южное. В результате над впадиной ТИНРО сформировалась антициклоническая циркуляция, характерная для теплой половины года. По восточной периферии антициклона происходил перенос холодных подповерхностных вод к шельфу Камчатки. Весной он наблюдался вдоль камчатской стороны зал. Шелихова, а осенью - от материковой стороны вдоль северного склона впадины ТИНРО, т.е. после суровых зим, таких как в 2000 г., на северо-восточной стороне впадины ТИНРО может сохраняться поток южного направления (Компенсационное течение). При этом по мере отепления прибрежных вод течение смещалось с верхнего шельфа на свал глубин камчатской стороны впадины ТИНРО. Кроме того, в теплую часть года Компенсационное течение на северном участке в значительной мере поддерживалось за счет выноса вод североохотского ядра холода по периферии антициклона впадины ТИНРО, а южный участок КТ полностью формировался за счет вод североохотского ядра холода, вовлекаемых в движение по северной и восточной периферии антициклона южнее желоба Лебедя.

Рис. 7. Поверхностная температура: А - август-сентябрь 1997 г.; В - сентябрь-октябрь 2000 г. Поверхностная соленость: Б -август-сентябрь 1997 г.; Г -сентябрь-октябрь 2000 г.

Fig. 7. Surface temperature: A - in August-September, 1997; B - in September-Oktober, 2000. Surface salinity: Б - in AugustSeptember, 1997; Г - in September-Oktober, 2000

Съемка, проведенная силами комплексной экспедиции в августе-сентябре 1997 г., охватила район западной Камчатки севернее 53°30' с.ш. Схема течений отличалась от наблюдаемой осенью 2000 г. хорошо выраженным Западно-Камчатским течением, прослеживавшимся в виде очень широкого и сильно разветвленного потока (рис. 6, А). Под его влиянием к сентябрю 1997 г. восточная часть североохотского ядра холода была почти полностью разрушена (площадь части ядра, располагающейся восточнее 146° в.д., была минимальной за период с 1958 г.). Соответственно отсутствовал вынос

113

вод североохотского ядра холода (с температурой менее минус 1 °С) не только к желобу Лебедя, но даже за пределы изобаты 150 м. Рекордная степень разрушения североохотского ядра холода привела к низким пространственным контрастам плотности и достаточно непривычной картине течений западной части моря. Ядро холода зал. Шелихова также было сильно размыто, наибольшая плотность вод наблюдалась в районе Ямских островов, и их отличие от теплых распресненных вод остальной акватории залива нашло отражение в своеобразной конфигурации динамических высот.

Рис. 8. Океанологические условия в сентябре-октябре 2000 г.: А -минимальная температура; Б - аномалия минимальной температуры; В - придонная температура; Г - придонная соленость

Fig. 8. Data of "Professor Kaganovskiy" survey (September-October, 2000): A - cold core temperature, Б - cold core temperature anomalies, В - bottom temperature, Г - bottom salinity

Присутствие вод Компенсационного течения у западной Камчатки отмечалось лишь севернее 56° с.ш. (источником, вероятнее всего, был вынос вод из района Ямских островов), их температура была выше плюс 0,5 °С, тогда как в октябре 2000 г. минус 0,5 - минус 0,8 °С. В августе-сентябре 1997 г. по всей акватории съемки теплосодержание толщи вод, включая придонный слой, сохранялось на более высоком уровне, чем в сентябре-октябре 2000 г. (см. рис. 7, 9).

Таким образом, результаты мониторинговых съемок ТИНРО, в том числе выполненных в 1997 и 2000 гг., показывают, что в зависимости от зимних условий на шельфе западной Камчатки формируются разные типы океанологического режима. При этом аномалии, сформированные соответствующими зимними условиями, сохраняются долго и во многом определяют особенности термического состояния и циркуляции вод шельфа и склона Охотского моря на протяжении последующего теплого периода, что дает возможность разработки инерционного прогноза.

114

150 155 160

ЛИТЕРАТУРА

Рис. 9. Океанологические условия в августе-сентябре 1997 г.: А - минимальная температура; Б -аномалия минимальной температуры; В - придонная температура; Г - придонная соленость

Fig. 9. Data of "TIN-RO" survey (August-September, 1997): A - cold core temperature, Б - cold core temperature anomalies, В -bottom temperature, Г -bottom salinity

Веселова Л.Е. Пространственное распределение температуры поверхностного слоя воды Охотского моря // Тр. ДВНИГМИ. - 1972. - Вып. 37. - С. 13-28.

Винокурова Т.Т. Межгодовая изменчивость придонной температуры у западного побережья Камчатки // Исслед. по биол. рыб и промысл. океанограф. - Владивосток: ТИНРО, 1972. - Вып. 7. - С. 3-11.

Давыдов Б.В. Лоция побережий РСФСР, Охотского моря и восточного берега п-ова Камчатки с о-вом Карагинский включительно. - Владивосток: Изд. Управления по обеспечению безопасности кораблевождения Дальнего Востока, 1923. - 1498 с.

Давыдов И.В. Режим вод западнокамчатского шельфа и некоторые особенности поведения и воспроизводства промысловых рыб // Изв. ТИНРО. -1975. - Т. 97. - С. 63-84.

Жданко М.Е. О течениях в Охотском и Беринговом морях // Русское судоходство. - СПб., 1910. - С. 132-133.

Карманов Г.Е. Некоторые особенности динамики западнокамчатских вод в период воспроизводства минтая // Экология и условия воспроизводства рыб и беспозвоночных дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана. - Владивосток: ТИНРО, 1982. - С. 9-13.

Леонов А.К. Региональная океанография. Ч. 1. - Л.: Гидрометеоиздат, 1960. - 766 с.

Лучин В.А. Циркуляции вод Охотского моря и особенности ее внутриго-довой изменчивости по результатам диагностических расчетов // Тр. ДВНИГМИ. - 1987. - Вып. 36. - С. 3-11.

Макаров С.О. Океанографические работы. - М.: Географгиз, 1950. - 277 с.

Морошкин К.В. Водные массы Охотского моря. - М.: Наука, 1966. - 68 с.

Помазанова Н.П. Поверхностные течения в северных и восточных промысловых районах Охотского моря в летние месяцы // Тр. ДВНИГМИ. -1970. - Вып. 30. - С. 94-104.

Фадеев Н.С., Смирнов А.В. Распределение и миграции минтая в северной части Охотского моря / ТИНРО. - Владивосток, 1993. - 51 с. - Деп. во ВНИЭРХ, № 1234-рх92.

Фигуркин А.Л. Циркуляция вод западнокамчатского шельфа весной 19831995 гг. // Комплексные исследования экосистемы Охотского моря. - М.: ВНИРО, 1997. - С. 25-29.

Чернявский В.И. Изменчивость ядра холода и прогноз типа термического режима на севере Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности северо-западной части Тихого океана. - Владивосток: ТИНРО, 1992. - С. 104-115.

Чернявский В.И. Циркуляционные системы Охотского моря // Изв. ТИНРО. - 1981. - Т. 105. - С. 13-19.

Шренк Л.И. О течениях Охотского, Японского и смежных с ними морей. - СПб., 1874. - 206 с.

Figurkin A.L., Ovsyannikov E.E. Influence of oceanological conditions of the West Kamchatka shelf waters on spawning grounds and on pollock egg distribution // PICES Scientific Report. - 1999. - № 12. - P. 107-114.

Поступила в редакцию 26.11.01 г.