Сравнительный анализ динамики вод и прогрева верхнего слоя в Сахалино-Курильском районе в 1997 и 2000 гг. 

2002

Известия Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра

Том 130

Н.С.Ванин

СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ДИНАМИКИ ВОД И ПРОГРЕВА ВЕРХНЕГО СЛОЯ В САХАЛИНО-КУРИЛЬСКОМ РАЙОНЕ В 1997 И 2000 ГГ.

Сахалино-Курильский район включает в себя юго-западную часть Охотского моря и прилегающую к южным Курильским островам со стороны океана акваторию. Этот район является весьма важным для исследований, поскольку через него проходят основные пути миграций лососевых и от гидрологических условий в этом районе зависят сроки их подхода на нерестилища или выход молоди в океан (Марковцев, 1993). С океанологической точки зрения, в Курильской котловине Охотского моря происходит интенсивное смешение вод различного происхождения, этот район считается источником промежуточных вод пониженной солености в северной части Тихого океана (Talley, 1991; Kawasaki, Kono, 1994; Yasuda, 1997; Watanabe and Wakatsuchi, 1998). Распространение с севера холодных и распресненных вод Восточно-Сахалинского течения, приток теплых и соленых вод из Японского моря через прол. Лаперуза, а также водообмен с Тихим океаном через Курильские проливы играют существенную роль в формировании тепловой аномальности вод этого района. Последний фактор особенно важен, поскольку именно благодаря поступлению теплых и соленых тихоокеанских вод в районе глубоководной Курильской котловины в южной части Охотского моря поддерживается антициклоническая циркуляция вод. Эта циркуляция носит квазистационарный характер, при этом здесь может одновременно находиться от одного до четырех антициклонических вихрей (Wakatsuchi and Martin, 1991; Булатов и др., 1999). Благодаря этим вихрям сезонные изменения в поле температуры и солености могут переноситься значительно глубже нижней границы зимней конвекции, которая не превышает 150 м (Морошкин, 1966; Лучин и др., 1998). Вовлекая в круговорот воды различного происхождения, эти вихри ускоряют процесс их перемешивания, вентилируя и модифицируя промежуточные воды Охотского моря (Wakatsuchi and Martin, 1991; Gladyshev et al., 2001).

С океанской стороны от Курильских островов также характерно наличие целого пакета вихревых образований, нарушающих непрерывность Курило-Камчатского течения, при этом интенсивность вихрей имеет выраженный сезонный характер, усиливаясь от зимы к лету (Плотников и др., 1998).

В течение последнего десятилетия 1997 г. для акватории дальневосточных морей оказался наиболее теплым, в то же время зимние условия 1999/2000 г. были аномально суровыми (Устинова и др., наст. сб.).

59

Поэтому результаты детальных океанографических съемок южной части Охотского моря в летний период этих лет представляют определенный практический и научный интерес.

Особенности гидрологической обстановки в летний период 1997 г. анализировались по данным 101 CTD-станций, выполненных на японском судне "Нокко-Маш" 23 августа - 21 сентября. В качестве дополнения были привлечены данные 27 CTD-станций с 23 по 30 августа, выполненных в 16-м рейсе НИС "Профессор Леванидов". Термохалинные условия лета 2000 г. оценивались по данным 44 CTD-станций, выполненных в 21-м рейсе НИС "ТИНРО" 17 августа - 1 сентября.

Анализ гидрологических условий для летнего сезона в юго-западной части Охотского моря проведен по многолетним данным температуры и солености в одноградусных квадратах, осредненных за период с июля по сентябрь. Такое осреднение позволило получить физически достоверную и статистически обеспеченную схему распределения гидрологических параметров. Оценка состояния исследуемого района выполнялась для поверхности, горизонта 200 м и в ядре холодного подповерхностного слоя (ХПС). Расчет динамической топографии производился по данным на стандартных горизонтах от 0 до 1000 м.

Среднемноголетнее распределение термохалинных характеристик

в летний период

Распределение температуры и солености в летний период в юго-западной части Охотского моря и прилегающей акватории с восточной стороны Курильской гряды определяется спецификой теплообмена на поверхности моря и особенностями циркуляции вод. Развитый летний антициклон над акваторией Охотского моря способствует интенсивному прогреву поверхностного слоя. Температура в конце августа - начале сентября достигает максимальных величин 14-15 °С в южной части акватории и до 9-10 °С на севере (рис. 1, а). Вместе с тем ее зональное распределение нарушается вблизи Курильских островов. Интенсивное приливное перемешивание приводит к охлаждению поверхностного слоя, в результате чего на одних и тех же широтах здесь температура на 6-7 °С ниже, чем в западной и центральной части исследуемого района. Свой вклад в охлаждение поверхностного слоя вносит также и Курило-Кам-чатское течение, переносящее холодные с относительно высокой соленостью воды с восточной стороны Курильской островной гряды. Относительно низкие величины температуры поверхностного слоя наблюдаются также севернее мыса Терпения, где они обусловлены распространением на юг холодных распресненных вод Восточно-Сахалинского течения. Здесь отмечается наиболее низкая соленость поверхностных вод - 31,432,1 епс (рис. 1, б). Монотонно увеличиваясь с северо-запада на юго-восток, соленость вод поверхностного слоя достигает величин 32,8 епс и более в струе Курило-Камчатского течения. Однако максимальная соленость (свыше 33,0 епс) наблюдается на крайнем юге вблизи о. Кунашир, где она обусловлена затоком теплых и высокосоленых вод Японского моря с течением Соя вдоль северного побережья о. Хоккайдо.

На глубине 200 м севернее 46° с.ш. среднее многолетнее распределение температуры (рис. 1, г) имеет ярко выраженный меридиональный характер, с минимальными величинами (0 °С и менее) вблизи восточноса-халинского шельфа с увеличением до 2,0-2,2 °С на востоке исследуемого района. Характерный прогиб изотерм в восточном направлении на широте 47° с.ш. и полоса пониженной солености 33,30-33,32 епс, протянув-

60

шаяся с запада на восток между 46 и 47° с.ш., указывают на то, что источник холодных подповерхностных вод находится в зал. Терпения.

142 144 146 148 150 152 154 142 144 146 148 150 152 154

142 144 146 148 150 152 154 142 144 146 148 150 152 154

142 144 146 148 150 152 154 142 144 146 148 150 152 154

Рис. 1. Среднее многолетнее распределение температуры (°C), солености (епс) и динамическая топография (дин. см) относительно 1000 дбар на поверхности (а, б, в) и глубине 200 м (г, д, е) в летний период

Fig. 1. Long-term temperature (°C) and salinity (psu) distribution and dynamic topography (dyn. cm) relatively 1000 dbar at the sea surface (а, б, в) and at the depth of 200 m (г, д, е) in summer period

Распространяясь с запада на восток, эти воды через прол. Фриза и главным образом через прол. Буссоль попадают в Тихий океан, где, смешиваясь с водами Курило-Камчатского течения, дают начало холодному течению Ойясио. Более соленые тихоокеанские воды отделены от охо-томорских вод явно выраженной фронтальной зоной, вытянутой вдоль островной гряды. Этот фронтальный раздел между водами различного происхождения обусловлен тем, что основной галоклин со стороны океана расположен по глубине выше и выражен более отчетливо, чем с охотоморской стороны. Вследствие этого соленость океанических вод на глубине 200 м значительно больше, чем со стороны моря. В то же время на поверхности, благодаря интенсивному приливному перемешиванию, фронтальной зоны по солености не наблюдается.

Геострофическая циркуляция на поверхности исследуемого района в летний период имеет ярко выраженную антициклоническую направ-

61

ленность (рис. 1, в). Центр круговорота вод находится в районе глубоководной Курильской котловины с координатами 46°30' с.ш. 147°30' в.д. Северной границей этого вихря является продолжение Восточно-Сахалинского течения. Вдоль южной и юго-восточной периферии вихря, ограниченной о-вами Уруп и Итуруп, в юго-западном направлении распространяются модифицированные в результате смешения с тихоокеанскими водами и приливного перемешивания вблизи островов охотоморские воды. С юго-запада в циркуляцию вовлекаются трансформированные япономорские теплые и соленые воды, принесенные течением Соя. Часть вод с северной периферии круговорота попадает в прол. Буссоль и выходит в Тихий океан. В результате струя Курило-Камчатского течения отклоняется в юго-восточном направлении, формируя на траверзе пролива циклонический меандр. Этот меандр прослеживается как на поверхности, так и на глубине 200 м и более.

Особенности геострофики на глубине 200 м по среднемноголетним данным (рис. 1, е) полностью повторяют циркуляцию на поверхности, что свидетельствует о том, что картина течений в верхнем слое складывается под воздействием глубинных процессов, основным из которых является проникновение теплых и соленых промежуточных и глубинных тихоокеанских вод через проливы. В самом глубоком и широком прол. Буссоль на глубинах до 500-600 м преобладает вынос охотоморских вод, а глубже - наблюдается заток тихоокеанских вод в Охотское море. В результате глубоководная Курильская котловина на глубинах более 1000 м заполнена водами тихоокеанского происхождения. Процесс перераспределения плотности в южной части Охотского моря в промежуточных и глубинных слоях инициирует циркуляцию по часовой стрелке. В свою очередь антициклоническое вращение вызывает опускание вод, в результате чего происходит размывание ядра холодного подповерхностного слоя, и, как следствие, промежуточный максимум температуры вблизи Курильских островов находится на глубинах порядка 800-1000 м.

Термохалинные и динамические условия летом 1997 г.

Распределение температуры летом 1997 г. на поверхности в юго-западной части Охотского моря (рис. 2, а) имело квазизональный характер: она уменьшалась с 17 °С на юго-западе до 10-11 °С - на северо-востоке района. В то же время в непосредственной близости от Курильской гряды, как со стороны моря, так и с востока, распределение температуры в большей степени отражало положение оси Курило-Камчатского течения и процесс приливного перемешивания в проливах. Здесь наблюдались минимальные значения температуры от 5 °С на севере до 11-12 °С - на юге.

В целом, по сравнению со среднемноголетними величинами, на большей части исследуемой акватории летом 1997 г. на поверхности наблюдался повышенный фон температуры (рис. 3). Область минимальных отклонений отмечалась в полосе шириной около 120 миль, вытянутой в восточном - юго-восточном направлении от зал. Терпения вплоть до о. Итуруп. Здесь аномалии температуры не превышали 1,0 °С, а ближе к зал. Терпения были даже отрицательными. Относительно низкие величины аномалий в этой полосе, очевидно, обусловлены более интенсивным вертикальным перемешиванием, поскольку толщина поверхностного слоя здесь (рис. 3, г) была на 5-10 м больше, чем в окружающих водах. Локальные пятна холодной воды на поверхности наблюдались к северу от о. Симу-

62

шир и с океанической стороны о. Уруп. Первое было образовано в результате затока вод Курило-Камчатского течения и интенсивного приливного перемешивания. При этом произошло разрушение ХПС, а в поверхностном слое наблюдалась повышенная (на 0,4 епс) соленость. Заток вод Курило-Камчатского течения в Охотское море проявлялся как севернее, так и южнее о. Симушир (см. рис. 2, в). Особенно сильно водообмен был выражен в прол. Буссоль. В северо-восточной части пролива преобладал заток океанических вод, в юго-западной - вынос охотоморских вод в океан. В результате область максимальных положительных аномалий температуры воды наблюдалась именно в северо-восточной части прол. Буссоль и на прилегающей с севера к о. Итуруп акватории, где величины температуры были на 4-6 °С выше среднемноголетних. Шлейф относительно холодной перемешанной воды прослеживался со стороны океана вдоль о-вов Уруп и Итуруп. Этот шлейф прерывался стоком аномально теплых вод (на 2-3 °С выше среднемноголетних величин) с Охотского моря через прол. Фриза (см. рис. 3, д).

142 144 146 148 150 152 154 142 144 146 148 150 152 154

Рис. 2. Распределение температуры, солености и динамическая топография относительно 1000 дбар на поверхности (а, б, в) и глубине 200 м (г, д, е) 23 августа - 21 сентября 1997 г. Точками обозначено положение CTD-станций Fig. 2. Temperature and salinity distribution and dynamic topography relative 1000 dbar at the sea surface (а, б, в) and at the depth of 200 m (г, д, е) 23.08-21.09.1997. The points denote a location of CTD-stations

Рис. 3. Температура (а), соленость (б) и глубина залегания ядра ХПС (в); толщина поверхностного слоя (г); аномалии температуры воды на поверхности (д) и глубине 200 м (е) 23 августа - 21 сентября 1997 г. Заштрихованы области отрицательных аномалий температуры воды и с толщиной поверхностного слоя более 15 м

Fig. 3. Temperature (а), salinity (б) and depth of location of dichothermal layer core (в); thickness of the surface layer (г); anomaly of water temperature at the sea surface (д) and at the depth of 200 m (е) 23.08-21.09.1997. Shaded are the areas of negative anomalies of water temperature and with thickness of the surface layer more than 15 m

На глубине 200 м распределение температуры (см. рис. 2, г) было более однородно, чем на поверхности. Ее величины изменялись от минус 0,5 °С до плюс 2,0-2,5 °С в охотоморском районе и от 2,0 до 3,5 °С на прилегающей со стороны Тихого океана акватории. Наиболее низкие значения (минус 0,5-1,0 °С) отмечались в полосе 46-48° с.ш. от зал. Терпения до о. Уруп.

В целом на этой глубине в юго-западной части Охотского моря почти повсеместно, за исключением нескольких локальных вихревых пятен, наблюдался пониженный относительно среднемноголетних значений фон температуры (см. рис. 3, е). Обширные области аномально холодных вод распространялись от зал. Терпения на юго-восток и от о. Уруп - на север и полностью соответствовали областям с наиболее низкими температурами в ядре ХПС (рис. 3, а). Поскольку ядро ХПС находилось

64

значительно выше, на глубинах порядка 120-160 м (рис. 3, в), то отрицательная аномалия температуры на глубине 200 м могла сформироваться только за счет опускания вод. По средним многолетним данным, ядро ХПС в исследуемом районе располагается на глубинах от 40 до 80 м и лишь вблизи проливов Буссоль и Фриза его глубина превышает 100 м (Лучин и др., 1998).

В западной части района исследований это опускание могло происходить за счет уплотнения при смешении холодных и менее соленых вод из зал. Терпения с более солеными водами, распространяющимися с юга. В восточной же части это опускание было обусловлено скорее всего динамическими причинами. Подтверждением этому является антициклоническая циркуляция вод, наиболее выраженная севернее о. Уруп (см. рис. 2, в, е).

Распределение солености на глубине 200 м (рис. 2, д) в основном соответствовало распределению температуры: самые низкие величины (33,20 епс) были приурочены к полосе минимальных температур, отражая тем самым распространение холодных вод пониженной солености от восточносахалинского шельфа на восток.

Повсеместно наблюдавшиеся положительные аномалии температуры воды на глубине 200 м с океанической стороны от Курильской островной гряды (см. рис. 3, е) были обусловлены, по-видимому, подъемом теплых промежуточных вод в западном субарктическом круговороте. Поскольку ось Курило-Камчатского течения была прижата к островам (см. рис. 2, в, е), можно предположить, что центр этого круговорота сместился к западу, что вызвало подъем вод и потепление на промежуточных глубинах.

Термохалинные и динамические условия летом 2000 г.

В августе 2000 г. на большей части исследуемой акватории на поверхности также наблюдался повышенный относительно среднемного-летних величин фон температуры воды. Наиболее прогретой оказалась центральная часть исследуемого района (рис. 4, а), где температура превышала 17 °С. Область максимального прогрева протянулась с северо-запада на юго-восток от зал. Терпения к о. Итуруп, в отличие от лета 1997 г., когда именно в этой зоне наблюдался минимальный прогрев поверхностных вод.

Распространение аномально теплых поверхностных вод происходило также и в восточном направлении по северной периферии антициклонического круговорота и прослеживалось от зал. Терпения до прол. Буссоль как в поле температуры, так и по полосе минимальной солености (рис. 4, б), величины которой изменялись в пределах от 31,6 вблизи зал. Терпения до 32,4 епс с приближением к прол. Буссоль. Максимальная соленость (свыше 33,8 епс) в поверхностном слое, как и в 1997 г., отмечена вблизи о. Кунашир и была вызвана затоком япономорских вод вдоль северного побережья Хоккайдо с течением Соя.

Распределение аномалий температуры воды на поверхности (рис. 5) в значительной степени определялось динамикой вод. Обширный антициклонический круговорот в центре исследуемого района (см. рис. 4, в) состоял из двух вихрей, центры которых находились на 146°30' и 149°30' в.д. Часть поверхностных вод, распространяющихся из зал. Терпения, была вовлечена в западный вихрь и формировала первую область аномального прогрева от зал. Терпения к о. Итуруп. Температура поверхностного слоя в этой области была выше нормы на 3,5-4,0 °С. Другая

65

часть поверхностных вод широкой полосой (около 60 миль) распространялась по периферии восточного вихря, достигала прол. Буссоль и выходила в Тихий океан. Аномалии температуры в этой полосе достигали 3,0-3,5 °С в открытой части моря на широте 47-48° и были особенно велики (свыше 5,0 °С) на фоне холодных вод вблизи о. Уруп как с северной, так и с южной его стороны. Положительные аномалии температуры на поверхности преобладали и со стороны океана от Курильской гряды в результате стока охотоморских вод через прол. Буссоль и из-за смещения оси Курило-Камчатского течения к островной гряде. И лишь к югу от о. Итуруп вновь проявилась отрицательная аномалия, связанная с проникновением сюда относительно холодных перемешанных в прол. Фриза охотоморских вод. Как и летом 1997 г., в районе о. Симушир наблюдалась область значительных (до минус 1,6 °С) отрицательных аномалий температуры, обусловленная приливным перемешиванием и подъемом вод.

Рис. 4. Распределение температуры, солености и динамическая топография относительно 1000 дбар на поверхности (а, б, в) и глубине 200 м (г, д, е) 17 августа - 1 сентября 2000 г. Точками обозначены положение CTD-станций

Fig. 4. Temperature and salinity distribution and dynamic topography relative 1000 dbar at the sea surface (а, б, в) and at the depth of 200 m (г, д, е) 17.08-01.09.2000. The points denote a location of CTD-stations

Рис. 5. Температура (а), соленость (б) и глубина залегания ядра ХПС (в); толщина поверхностного слоя (г); аномалии температуры воды на поверхности (д) и на глубине 200 м (е) 17 августа - 1 сентября 2000 г. Заштрихованы области отрицательных аномалий температуры воды и с толщиной поверхностного слоя более 15 м

Fig. 5. Temperature (а), salinity (б) and depth of location of dichothermal layer core (в); thickness of the surface layer (г); anomaly of water temperature at the sea surface (д) and at the depth of 200 m (е) 17.08-01.09.2000. Shaded are the areas of negative anomalies of water temperature and with thickness of the surface layer more than 15 m

Таким образом, в 2000 г. поверхностный слой в юго-западной части Охотского моря и прилегающей части Тихого океана был аномально теплым относительно среднемноголетних величин. Однако следует отметить, что в этом году прогрев распространялся на значительно меньшую глубину. Так, толщина поверхностного слоя в зоне максимального прогрева (см. рис. 5, г) не превышала 8 м, а на большей части акватории была в пределах 10-15 м, что значительно меньше, чем летом 1997 г. Возможно, это было обусловлено благоприятными погодными условиями во время съемки, а также тем, что съемка выполнена в относительно сжатые сроки именно в период максимального прогрева.

На горизонте 200 м в южной части Охотского моря летом 2000 г. распределение температуры носило скорее меридиональный характер (см. рис. 4, г), при этом наиболее холодной была западная часть района,

67

где температура менялась от минус 0,6 до плюс 0,5 °С, а самые низкие величины температуры (минус 0,85-0,87 °С) отмечались вблизи зал. Терпения. К востоку от 147° в.д. распределение температуры было близко к зональному - от 0,60 °С на севере до 1,08 °С на юге. В целом на указанной глубине, как и в 1997 г., преобладали отрицательные аномалии температуры воды (см. рис. 5, е). Однако в 2000 г. распределение аномалий было в значительно большей степени приурочено к областям подъема и опускания вод. Отрицательные аномалии преобладали на восточной периферии антициклонических вихрей, где наблюдается опускание вод, в то же время положительные аномалии температуры были вызваны подъемом вод на их западной периферии. Наиболее значимые отрицательные аномалии (минус 0,8-0,6 °С) отмечались в обширной области, распространяющейся от зал. Терпения вплоть до побережья о. Итуруп. Эта область могла быть сформирована вследствие распространения холодных шельфовых вод из зал. Терпения с последующим их вовлечением в западный антициклонический вихрь. Менее значимые отрицательные аномалии наблюдались восточнее 148° в.д. и, очевидно, были связаны с погружением вод при конвергенции потоков на северо-восточной периферии восточного антициклонического вихря. Широкая полоса положительных аномалий (до 0,4 °С), протянувшаяся с северо-запада на юго-восток, возникла, по-видимому, вследствие подъема более теплых вод на западной периферии этого вихря.

С океанской стороны от Курильской гряды, как и в 1997 г., преобладали положительные аномалии температуры воды, за исключением районов вблизи прол. Буссоль и к юго-западу от прол. Фриза. В первом случае охлаждение, очевидно, было вызвано заглублением ХПС в антициклоническом меандре Курило-Камчатского течения, во втором - стоком холодных охотоморских вод через прол. Фриза.

Обсуждение результатов исследования

Термические условия в поверхностном слое в юго-западной части Охотского моря в летние периоды 1997 и 2000 гг. были выше нормы. Однако характер и степень прогрева поверхностных вод в эти годы заметно различались и определялись особенностями циркуляции вод. В 1997 г. центральная часть была наименее прогретой, температура здесь была близка или даже ниже нормы. Максимальный прогрев наблюдался в сравнительно небольших областях севернее 48° с.ш. и вблизи о. Уруп, где температура была соответственно на 3,0 и 5,0 °С выше нормы. Первая область сформировалась вследствие переноса теплых вод вдоль западной и северной периферии антициклонического круговорота, вторая -за счет затока теплых тихоокеанских вод через прол. Буссоль. В 2000 г., наоборот, наиболее прогретой оказалась центральная часть района в полосе 47-48° с.ш. Обширный антициклонический круговорот, состоявший из двух вихрей, обеспечил перенос аномально теплых вод в южном направлении вдоль 147° в.д. до о. Итуруп и в восточном - до прол. Буссоль по периферии соответственно западного и восточного вихрей. Однако прогрев поверхностного слоя в 2000 г. распространялся на значительно меньшую глубину и ограничивался 8-10 м, в то время как в 1997 г. он достигал 15-20 м.

С океанской стороны от Курильской гряды в поверхностном слое в 1997 и 2000 гг. также преобладали положительные аномалии температуры воды. Локальная область с отрицательными аномалиями температуры воды в поверхностном слое наблюдалась в районе о. Симушир

68

(особенно в 2000 г., когда температура здесь была ниже нормы на 2,5 °С) и была, очевидно, обусловлена интенсивным приливным перемешиванием. Максимальная аномалия температуры (5 °С выше нормы), обусловленная стоком аномально прогретых поверхностных вод Охотского моря через прол. Буссоль, наблюдалась в 2000 г. южнее о. Уруп. В 1997 г. температурные условия здесь были близки или слегка ниже нормы.

На горизонте 200 м в 1997 и 2000 гг. южнее 48° с.ш., в Охотском море, в целом преобладал пониженный фон температуры, наиболее выраженный на западной и восточной перифериях Курильской котловины, причем более низкие температуры отмечались в 1997 г. Аномалии температуры на этой глубине были тесно связаны с глубиной залегания и температурой ядра ХПС. В западной части района подповерхностные воды, распространяясь на юг вдоль изопикнических поверхностей от источника формирования (зал. Терпения) вплоть до о-вов Кунашир и Итуруп, опускались до глубины 200 м. В восточной части также происходило опускание ХПС в зоне конвергенции на восточной периферии антициклонического вихря.

С океанской стороны от Курильской островной гряды на глубине 200 м летом 1997 г. повсеместно преобладали положительные аномалии температуры воды, причем их величины достигали 1,0-1,4 °С. Очевидно, это было связано с тем, что ось Курило-Камчатского течения была прижата к островам и большая часть акватории к востоку от островов была занята относительно теплыми субарктическими водами. В 2000 г. здесь также преобладали положительные аномалии, но их величины, вследствие меандрирования Курило-Камчатского течения, не превышали 1,0 °С, а вблизи прол. Буссоль и к югу от о. Итуруп были отрицательными.

В целом повышенный фон температуры воды на прилегающей со стороны океана акватории в 1997 и 2000 гг. как на поверхности, так и на глубине 200 м связан с подъемом вод в западном субарктическом круговороте и с интенсификацией Курило-Камчатского течения. Ось этого течения в указанные годы проходила в непосредственной близости от островной гряды. Можно предположить, что в этой ситуации усиливается и антициклоническая циркуляция в Курильской котловине. Поэтому изменения термического состояния вод на глубине 200 м по обе стороны от Курильской островной гряды находятся в противофазе.

На основе проведенных исследований можно сделать предварительные выводы.

Термические условия на поверхности летом 1997 и 2000 гг. в юго-западной части Охотского моря и на прилегающей акватории Тихого океана были выше нормы. Однако степень прогрева и характер распространения теплых вод заметно различались. Если в 1997 г. максимальный прогрев распространялся до 20-25 м, то в 2000 г. на большей части он ограничивался глубинами 8-15 м. Особенности пространственного распределения температурных аномалий на поверхности определялись динамикой вод.

На глубине 200 м в эти годы в юго-западной части Охотского моря в целом наблюдался пониженный фон температуры. Отрицательные аномалии температуры воды на этой глубине в 1997 г. были обусловлены распространением аномально холодных вод с шельфа о. Сахалин и перераспределением их в системе антициклонического круговорота вод. В 2000 г. более сложное распределение аномалий в этом районе связано с опусканием вод на восточных и подъемом на западных перифериях антициклонических вихрей.

На прилегающей к южным Курильским островам со стороны океана акватории в 1997 и 2000 гг. на глубине 200 м в основном наблюдался повышенный фон температуры. Можно предположить, что формирование аномалий температуры на этих глубинах по обе стороны от Курильской гряды находится в тесной связи с особенностями циркуляции вод и происходит в противофазе: подъем вод и потепление в западном субарктическом круговороте сопровождается опусканием и похолоданием вод в Курильской котловине.

Литература

Булатов Н.В., Куренная Л.А., Муктепавел Л.С. и др. Вихревая структура в южной части Охотского моря и ее сезонная изменчивость (результаты спутникового мониторинга) // Океанол. - 1999. - № 11. - С. 36-45.

Лучин В.А., Лаврентьев В.А., Яричин В.Г. Гидрологический режим Охотского моря // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. -СПб., 1998. - Т. 9, вып. 1. - С. 92-175.

Марковцев В.Г. Тихоокеанские лососи Охотского моря // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. Гидрохимические условия и океанологические основы формирования биологической продуктивности. - СПб., 1993. - Т. 9, вып. 2. - С. 131-135.

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

Плотников В.В., Ванин Н.С., Юрасов Г.И., Масгрейв Д.Л. Эволюция термохалинной структуры и динамики вод северо-западной части Тихого океана в переходные периоды 1990-1992 гг. // Результаты океанографических исследований северной части Тихого океана по программе INPOC(1990-1993). - Владивосток: Дальнаука, 1998. - С. 9-31.

Устинова Е.И., Сорокин Ю.Д., Хен Г.В. Межгодовая изменчивость термических условий Охотского моря // Наст. сб.

Gladyshev S., Talley L.D., Kantakov G. et al. Distribution, Formation and Seasonal Variability of Okhotsk Sea Intermediate Water: Submitted to J. Geophys. Res., 2001. - 40 p.

Kawasaki Y., Kono T. Distribution and transport of Subarctic Waters around the middle of Kuril Islands // Umi to Sora. - 1994. - Vol. 70 (2). - P. 19-32 (in Japan.).

Talley L.D. An Okhotsk water anomaly: implications for ventilation in the North Pacific // Deep-Sea Res. - 1991. - Vol. 38 (Suppl. 1). - P. 171-190.

Wakatsuchi M. and Martin S. Water circulation of the Kuril Basin of the Okhotsk Sea and its relation to eddy formation // J. Oceanogr. Soc. Japan. -1991. - Vol. 47. - P. 152-168.

Watanabe K. and Wakatsuchi M. Formation of 26.8-26.9 water in the Kuril Basin of the Sea of Okhotsk, as a possible origin of north Pacific Intermediate Water // J. Geophys. Res. - 1998. - Vol. 103. - P. 2849-2865.

Yasuda I. The origin of the North Pacific Intermediate Water // J. Geophys. Res. - 1997. - Vol. 102. - P. 893-909.

Поступила в редакцию 26.11.01 г.