Изменчивость океанологических условий Берингова моря в 20022006 гг.

2007

Известия ТИНРО

Том 151

УДК 639.2.053.1

Е.О. Басюк, Г.В. Хен, Н.С. Ванин

ИЗМЕНЧИВОСТЬ ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ БЕРИНГОВА МОРЯ В 2002-2006 ГГ.

Приведены результаты исследований гидрологических условий Берингова моря, проводимых в рамках пятилетней (2002-2006 гг.) программы изучения лососей Берингова моря (BASIS). Рассматриваются данные по ледовитости моря, геострофической циркуляции вод, температуре и солености верхнего слоя моря, их аномалиям, приводятся значения вертикальных градиентов температуры. Отмечено, что в годы выполнения программы происходили значительные климатические изменения в дальневосточном регионе, совпавшие с усилением водообмена моря с Тихим океаном и Арктическим бассейном и с потеплением вод деятельного слоя моря.

Basyuk E.O, Khen G.V., Vanin N.S. Variability of oceanographic conditions in the Bering Sea in 2002-2006 // Izv. TINRO. — 2007. — Vol. 151. — P. 290-311.

Oceanographic conditions in the Bering Sea in 2002-2006 are considered on the base of data obtained by the Bering-Aleutian Salmon International Survey (BASIS). Change of ice conditions from severe late 1990s to relatively weak in recent years is noted. Some important features of water circulation are revealed: the cyclonic gyre has widened in the deep basin, the Central Bering Sea Current has been shifted 120 n. miles northeastward, warm currents have strengthened in the northwestern Bering Sea, warm inflow in the Anadyr Bay has intensified, and water discharges through the Kamchatka and Bering Straits have increased. Relatively warm conditions dominated in the upper layer during the whole period of BASIS, moreover, the area of positive anomalies was limited by the eastern Bering Sea shelf in summer 2002, but spread over the whole Sea in the next three years. Negative anomalies of water temperature were observed in the subsurface layer in the western Bering Sea in 2002, but were absent in the next three years when the temperature in subsurface layer was in average 0.5 °C higher than usual, and only in 2006 it was below the normal on 0.20.5 °C. Temperature in the core of mesothermal (intermediate) layer in the deep-water western part of the Sea had a positive linear trend and heightened in 20022006 from 3.69 to 3.91 °C that is a sign of water exchange intensification between the Pacific Ocean and Bering Sea, in particular in 2003-2005.

Введение

Одна из основных целей исследований по программе BASIS — изучение влияния абиотических факторов на пространственное распределение лососей в их морской период жизни. В данной работе основное внимание уделено изменчивости океанологических условий Берингова моря в течение выполнения этой программы.

Материалы и методы

Использованы данные океанографических наблюдений, собранные на судах участников международной программы BASIS в 2002-2006 гг. ТИНРО-центр на

НИС "ТИНРО" проводил океанографическую съемку в экономической зоне России. В центральной части моря аналогичные работы выполняли японское исследовательское судно "Kayo-maru", на востоке моря — американские "Northwest Explorer" и "Sea Storm". Дополнительно привлекались судовые данные ТИНРО-центра за 2000-2001 гг. Измерения выполнялись зондами CTD Mark-3b, SeaBird-19 и 25. Вертикальные профили характеристик с целью удаления выбросов сглаживались скользящим осреднением с заданным интервалом 5 м.

Общий объем данных за период выполнения BASIS представлен на рис. 1, схемы станций 2002-2004 гг. показаны в работе Е.О. Басюка, Г.В. Хена (2005). Всего в 2002 г. было выполнено 326 станций, в 2003 г. (две съемки акватории моря, продолжительностью около 2 мес, условно разделенные на летнюю и осеннюю) — 156 и 273, в 2004 г. — 95. Результаты 2005-2006 гг. (98 и 165 станций) представлены только данными НИС "ТИНРО" в экономической зоне РФ.

Рис. 1. Российские (1), японские (2) и американские (3) данные за 2002-2006 гг. Пунктирная линия — область расчета термохалинных характеристик ядер холодного и теплого промежуточных слоев

Fig. 1. Russian (1), Japanese (2) and American (3) data during 2002-2006. Dashed line bounds the area for thermohaline characteristics estimation for dichothermal and meso-thermal layers

Ледовые карты загружались с вебсайта National Ice Center (www.natice. noaa.gov). Площадь льда (км2) пересчитывалась с использованием равновеликой азимутальной проекции Альберта.

Геопотенциальные аномалии динамических высот были рассчитаны по формуле UNESCO (Fofonoff and Millard, 1983). При глубине места менее 1000 м использовалось ступенчатое дополнение мелководных станций данными ближайших по расстоянию более глубоководных станций.

На поверхности из-за сильного влияния тающего льда, берегового стока, осадков в теплое время года могут в течение короткого времени образовываться "озерца" опресненной воды толщиной в несколько метров, которые создают "пятнистость" горизонтального распределения солености и температуры. Поэтому для характеристики верхнего слоя моря с целью уменьшения влияния случайных факторов был выбран горизонт 10 м.

Вертикальные градиенты температуры и солености определяли для 5-метровых слоев воды, затем выбирали максимальные величины характеристик и глубину их залегания.

Аномалии температуры и солености в пределах Берингова моря рассчитывались от среднемесячных "норм" для соответствующих месяцев, далее, для удобства восприятия, карты месячных аномалий объединяли.

Обсуждение полученных данных

Ледовые условия

Одним из главных показателей гидрологических условий субарктических морей является площадь покрытия льдом, или ледовитость, которая выражается или в процентах от общей площади моря, или в квадратных километрах. В понятие ледовитости не входит сплоченность льдов и их толщина. Несмотря на это ледовитость достаточно объективно характеризует количество льда в море (Кудрявая и др., 1974).

Можно ожидать, что чем раньше появляется лед, чем позже он тает, чем большую площадь он занимает в зимнее время, тем суровее зимние условия и, в конечном итоге, сильнее воздействие на верхние слои водной толщи. На рис. 2 (а) приведены интегральные характеристики ледовитости (тыс. км2), которые можно рассматривать как косвенные индикаторы суровости зим. Они рассчитывались последовательным суммированием интерполированных ежедневных значений соответствующих характеристик за год (с 1 сентября по 31 августа). Относительно суровыми по ледовым условиям были последние годы прошлого века, тогда как в первые годы текущего десятилетия ледовые условия стали заметно мягче. Резкое уменьшение ледовитости произошло сначала между сезонами 1999/2000 и 2000/2001, затем к 2003 г. В дальнейшем происходил рост суммарной площади льда, сначала медленный, а в зимний сезон 2005/2006 г. более быстрый.

Рис. 2. Интегральная ледовитость моря (тыс. км2) в зимние сезоны с 1997/1998 по 2005/2006 гг. (а) и площадь льда (тыс. км2) Берингова моря (б) в период интенсивного весеннего разрушения (3-я декада мая) в течение 1999-2006 гг.

Fig. 2. Integral ice coverage of the Bering Sea (a thousand sq. km) in winter seasons from 1997/1998 to 2005/2006 (а) and a square (a thousand sq. km) of ice coverage (б) for periods of intensive spring destruction phase (21-31 May) during 1999-2006

В качестве показателя, характеризующего интенсивность весенних процессов, была выбрана площадь льда в период его быстрого разрушения (третья декада мая, рис. 2, б). Площадь льда рассчитывалась для северо-западной части моря, ограниченной 170° в.д — 170° з.д., так как именно здесь в Беринговом море лед сохраняется наиболее длительное время. Низкий темп разрушения ледового покрова наблюдался в 1999 г., и даже в середине июня северо-запад моря был весь забит льдами, тогда как в последующие 3 года здесь оставались лишь небольшие островки ледовых полей. Таким образом, если зимние условия

2002 г. были одними из самых суровых за последние восемь лет, то весенние процессы протекали бурно, что обусловило быстрое очищение моря ото льда. В

2003 г. количество льда весной оставалось на таком же низком уровне, затем наметился постепенный рост этого показателя до 2005 г. В 2006 г. процесс весеннего таяния льда по темпам снова стал сравним с уровнем 2000 г.

В северной части моря (севернее 62° с.ш.) сплошные массивы льда сохранялись в 1999, 2001 и 2006 гг., тогда как в другие годы здесь образовывались большие пространства чистой воды. Наименьшее количество льда было в 20022004 гг. Очагами таяния служили полыньи, возникающие вблизи устьев рек, а также районы вторжения теплых морских течений. Отличительной чертой этих лет было быстрое очищение ото льда побережья Аляски и зал. Нортон, что можно связать с развитием теплых течений на восточноберинговоморском шельфе. В 2005 г. взлом льда происходил главным образом западнее, а в 2000 г. — севернее и южнее о. Св. Лаврентия. В 2001, 2005 гг. и особенно в 2000 г. большие массивы льда к середине мая сохранялись вдоль западного побережья моря, причем кромка льда выходила за пределы континентального склона.

Изменчивость ледовых условий традиционно связывается с развитием атмосферных процессов. Отметим, что в 2002-2004 гг. стала постепенно уменьшаться интенсивность северного ветрового переноса, или зимнего муссона (Гле-бова, 2005). Более того, в 2003 г. зимний муссон над Беринговым морем фактически не был выражен, тогда как летний муссон, напротив, вследствие сдвига дальневосточной депрессии на восток усилился.

Циркуляция вод

Циркуляция вод Берингова моря формируется и поддерживается прежде всего за счет непрерывного поступления в бассейн моря вод Тихого океана благодаря как существованию Аляскинского струйного течения (АСТ), которое транспортирует в поверхностном слое относительно теплые воды и течет на запад вдоль Алеутских островов, так и водам Западного субарктического циклонического круговорота. При ослаблении циркуляции АСТ создаются аномальные условия водообмена в проливах Берингова моря (Хен, 1988).

Кроме упомянутых выше основных циркуляционных звеньев, в различных частях моря образуются квазистационарные ветви и локальные круговороты (Хен, 1988). К ним относятся циклонические вихри над котловиной Камчатки и к востоку от хребта Ширшова, наваринский антициклон на северо-востоке Алеутской котловины. Их положения не стационарные и могут существенно меняться со временем.

В работе использовались следующие названия течений, известные по литературным источникам (Арсеньев, 1967; Ohtani, 1973; Хен, 1988; Котенев, 1995): АСТ — Аляскинское струйное течение, ТА — течение Атту, ЦБТ — Централь-но-Беринговоморское течение, зЦБТ — западная ветвь ЦБТ, сЦБТ — северная ветвь ЦБТ, БСТ — Беринговоморское склоновое течение, НТ — Наваринское течение, ОТ — Олюторское течение, КТ — Камчатское течение, СЗП — северозападный поток, ПТ — прибрежное течение.

Гидрологическая съемка, выполненная осенью 2002 г., показала, что в пределах глубоководной котловины моря до 180° отмечалось преимущественно цикло-

ническое движение вод (рис. 3, а). По сути, этот круговорот являлся северной частью Западного субарктического круговорота. Струйный поток вод Аляскинского течения начинался в прол. Амчитка и, слабо подпитываемый водами из прол. Ближнего, вдоль восточного склона хребта Бауэрса следовал строго на север. Стрежень течения находился рядом с меридианом 180о. С восточной стороны этого потока находился пояс антициклонических круговоротов (А2, А3, А6-А8). Осенью 2002 г. размер беринговоморского циклонического круговорота был почти на треть меньше, чем обычно, что позволяет предполагать интенсификацию ветви АСТ, направленной в центральные проливы Алеутской гряды.

160° 165° 170° 175° 180° 175° 170° 165° 160° 165° 170° 175° 180° 175° 170" 165'

Рис. 3. Динамическая топография поверхности Берингова моря (дин. м относительно 1000 дбар) осенью 2002 г. (а), летом (б) и осенью (в) 2003 г., осенью 2004 г. (г), летом 2005 г. (д) и осенью 2006 г. (е): Ц — циклонические, A — антициклонические вихри. Заштрихованы области со скоростью течений более 5 см/с. Пунктирные линии — оси дивергенций

Fig. 3. Dynamic topography (dyn. m) of the surface of the Bering Sea relative 1000 db in fall 2002 (а), summer 2003 (б), fall 2003 (в), fall 2004 (г), summer 2005 (д), fall 2006 (е): Ц, A — cyclonic and anticyclonic eddies. Areas with current velocity above 5 cm/s are shaded. Dashed lines — divergence axes

Видимо, осенью 2002 г. сложилась ситуация, когда Центрально-Берингово-морское течение оторвалось от континентального склона и сместилось на запад до хребта Бауэрса (Khen, Basyuk, 2005). Между 59 и 60° с.ш. происходило раз-

ветвление течения. Часть вод вдоль корякского побережья и восточной Камчатки уходила в южном направлении, принимая участие в формировании вод Восточно-Камчатского течения. Другая, слабая, ветвь была направлена в сторону Анадырского залива и далее в сторону Берингова пролива. По изогипсам 1,15 дин. м можно проследить положение Беринговоморского склонового течения, воды которого попадали на северо-запад моря вдоль склона и внешней области восточноберинговоморского шельфа. В целом, Наваринское течение в Анадырском заливе было ослабленным, его усиление происходило на подходе к прол. Чирикова. Восточная часть Алеутской котловины была занята слабовыраженны-ми потоками вод с большим количеством мезомасштабных круговоротов. Данные расчетов течений показывают наличие замкнутых антициклонических цир-куляций вокруг островов Алеутской гряды. В результате в центральной части водообмен с Тихим океаном ограничивается переносом вод в отдельных звеньях антициклонической циркуляции.

На восточноберинговоморском шельфе наблюдалась тенденция к образованию потоков, параллельных изобатам. Над большей частью этого сектора моря преобладали северо-западные поверхностные течения, благодаря чему часть шель-фовых вод поступала в северо-западную часть моря.

У южных берегов о. Св. Лаврентия был выражен поток восточного, северовосточного направления; часть вод, миновав зал. Кука, поступала в Берингов пролив. Юго-западнее о. Св. Лаврентия было отмечено антициклоническое вращение вод.

В 2003 г. летом и осенью (рис. 3, б, в) привлекал внимание четко выраженный поток АСТ, расположенный южнее Алеутских островов и прижатый к материковому склону. Скорости в струе этого течения повсеместно превышали 5 см/с, на отдельных участках достигали 10-15 см/с, а южнее п-ова Аляска местами превышали 20 см/с. Летом типичные значения динамических высот в струе потока составляли 1,05-1,10 дин. м, осенью они повысились до 1,101,15 дин. м. Воды АСТ попадали на акваторию Берингова моря через многочисленные проливы. Дальнейшее движение теплых вод на акватории моря происходило в нескольких направлениях, которые удобно рассматривать по значениям изогипс, кратным 0,05 дин. м.

С северной стороны Алеутских островов было отмечено существование антициклонических вихрей (А3-А6), которые, по-видимому, регулировали поступление теплых вод на акваторию моря. В 2003 г. стало заметно поступление тихоокеанских вод через мелководные проливы восточной части моря Унимак и Амухта. В прол. Амчитка вход вод АСТ летом был выражен слабо. Приток вод из Тихого океана в пределы моря через прол. Ближний выделялся отчетливо, однако скорости течений были небольшие и не превышали 5 см/с.

Поток Центрально-Беринговоморского течения летом прослеживался между изогипсами 1,10-1,15 м и пополнялся водами, поступающими на акваторию моря через восточные проливы. Ось потока севернее 55° с.ш. поворачивала от материкового склона в западном, северо-западном направлении, скорости в струе течения превышали 5 см/с. Ослабление и раздвоение ЦБТ на северную и западную ветви произошло около 56° с.ш. и 180°. Воды северной ветви течения двигались в направлении мыса Наварин, затем по внешней стороне Анадырского залива огибали антициклонический круговорот (А7) и поворачивали в сторону прол. Чирикова. В Анадырском заливе преобладала циклоническая циркуляция вод, сформированная вихрями Ц6 и Ц7. Между вихрями противоположного знака течение ускорялось, значения скорости увеличивались до 5-7 см/с.

Воды более слабой ветви ЦБТ двигались преимущественно в западном направлении, ось течения располагалась между 56 и 58° с.ш., т.е. в открытой части моря. Обогнув антициклонический круговорот А2, воды этого течения, ускоряясь, подходили к материковому склону в районе о. Карагинского.

Западнее 175° в.д. вдоль корякского побережья и Олюторского залива выделялся мощный вдольбереговой поток с относительно высокими скоростями течения (выше 5 см/с). Начало Олюторского течения, по-видимому, образовывали воды северной ветви ЦБТ, огибающие с прибрежной стороны циклонический круговорот Ц5. Южнее основная часть этих вод формировала Камчатское течение.

Летом 2003 г. через прол. Ближний было отмечено слабое поступление тихоокеанских вод. Из них часть вод через цепочку вихрей Ц2, А2 двигалась в западном направлении, затем вливаясь в районе Камчатского пролива в Камчатское течение (ось располагалась примерно около изогипсы 1,05 дин. м), другая часть, собственно течение Атту, около 55° с.ш. поворачивала на восток.

Циклонические вихри устойчиво располагались в центральной части моря, а антициклонические — вдоль островной дуги и материкового склона.

К осени в поле течений произошли некоторые изменения.

Значения аномалий динамических высот повсеместно возросли приблизительно на 0,05 дин. м, что можно объяснить как прогревом глубоких слоев воды, так и общей интенсификацией поля течений.

На востоке моря часть вод (типичные значения 1,25-1,30 дин. м), по-видимому, огибала мористую часть Бристольского залива и распространялась далее в северном направлении вдоль восточноберинговоморского шельфа к Берингову проливу. По изогипсе 1,2 дин. м прослеживалось движение вод БСТ вдоль свала глубин от восточных проливов до мыса Наварин. Скорость этого течения на большей части пути была небольшой и не превышала 5 см/с.

Как и летом, вклад в формирование ЦБТ вносили воды, поступающие из восточных проливов, в то же время произошло усиление течения Атту, что видно по возросшим скоростям около прол. Ближнего.

Западнее 175° в.д., между 57 и 60° с.ш., более отчетливо, чем летом, было видно раздельное существование двух потоков. Олюторское (прибрежное) течение выделялось в поле изогипс более 1,15 дин. м, а ветвь ЦБТ, расположенную мористее, можно проследить по положению изогипсы 1,10 дин. м. К осени скорости в струе этого потока возросли до 5-10 см/с.

Камчатское течение образовывалось благодаря слиянию вод нескольких потоков. По динамическим картам видно, что на юге район Камчатского пролива — практически единственное место в море, где потоки вод направлены из моря в сторону океана.

Гидрологическая съемка 2004 г. проводилась в летнее время японским судном "Кауо-таги" и осенью НИС "ТИНРО". Обе съемки показаны на рис. 3 (г). Несмотря на фрагментарность съемки, видно, что поток АСТ в 2004 г. был немного слабее, чем в 2003 г. Основной заток поверхностных вод происходил через прол. Унимак и, по-видимому, через прол. Ближний. Вдоль внешней стороны восточноберинговоморского шельфа выделялся поток склонового течения, часть вод которых, по-видимому, поступала в северо-западную часть моря, а другая часть совместно с водами, поступающими из прол. Ближнего и из других проливов Алеутской гряды, формировала выраженный поток ЦБТ. Разделение ЦБТ на северный и западный потоки происходило в области взаимодействия циклонического круговорота Ц3 и наваринского антициклона А2, приблизительно между 58 и 59° с.ш. и 176 и 178° в.д. Поступление теплых вод в северозападную часть моря было, по-видимому, значительным, а скорости в области шельфа южнее мыса Наварин превышали 5 см/с. Как и в 2003 г., в западной части моря четко прослеживалось пространственное разделение вод на прибрежную (Олюторское течение) и мористую ветви (ЦБТ). Обе ветви характеризовались повышенными скоростями течений, между осями которых скорости понижались до значений менее 5 см/с.

Примечательной особенностью циркуляции вод 2004 г. явилось существование мощного антициклонического вихря (А1) с центром в точке 56° с.ш. и

296

169° в.д. Обычно на этом месте наблюдается обширный циклонический круговорот. Термохалинные параметры этого вихря резко отличались от характеристик окружающих вод. По-видимому, этот вихрь сместился с севера, из района Камчатского течения, поскольку минимум температуры в нем был значительно меньше, чем в ядре ХПС окружающих вод. Вихрь оказывал заметное влияние на общую циркуляцию в юго-западной части моря. По крайней мере расход воды на север с западной стороны от центра (6,61 Св) на 0,54 Св превышал расход с восточной стороны на юг. По южной периферии вихря часть тихоокеанских вод втягивалась непосредственно из прол. Ближнего и, следуя на северо-запад и сливаясь далее с Камчатским течением, выходила из моря через Камчатский пролив. Вполне возможно, что таким образом этот вихрь препятствовал более полному поступлению тихоокеанских вод через прол. Ближний и распространению их на север.

Летом 2005 г. на севере Алеутской котловины динамическая топография показала довольно редкую структуру течений (рис. 3, д). Ветвь склонового течения, очерчиваемого изогипсой 1,2 дин. м, проходила в восточной части гидрологической съемки, типичное для этого района антициклоническое вращение вод было также сдвинуто к востоку (А3), а на месте, где обычно располагается Лаврентьевская область холода, отмечался сильный поток северо-восточного направления, скорости течения превышали 5 см/с.

На севере корякского побережья на широте 60о с.ш. был сформирован небольшой антициклонический вихрь. Поток вод, отделившихся от ЦБТ, вдоль корякского побережья был направлен в сторону Анадырского залива, однако он был слабым. В целом, в отличие от схем течений предыдущих лет, в Анадырском заливе преобладало антициклональное движение вод, а часть вод от мыса Нава-рин двигалась в юго-западном направлении.

Область разделения ЦБТ в зоне России находилась на долготе 175о в.д. В отличие от прежних лет северо-восточный поток был слаборазвитым, и основная масса воды отклонялась на юго-запад, формируя Камчатское течение. У корякского побережья в него вливались прибрежные воды с относительно низкими температурами и соленостью. Следует отметить циклоническую петлю, образуемую ЦБТ и КТ между 172 и 174о в.д., явно способствующую подъему глубинных, обогащенных биогенными элементами вод.

После пересечения хребта Ширшова воды Камчатского течения следовали строго на запад. При этом его основной поток проходил на значительном удалении от Олюторского залива. По достижении континентального склона в районе о. Карагинского Камчатское течение поворачивало на юг в сторону Камчатского пролива.

Геострофические скорости основных течений были небольшими: ЦБТ — 48 см/с, КТ до Олюторского мыса — 3-5 см/с, потока вод северного направления в северо-западной части моря — 3-7 см/с.

В южной части Командорской котловины прослеживалось более северное, чем в предыдущие годы, положение изогипсы 1,05 дин. м, однако это может быть объяснено сезонным фактором — более ранней датой проведения гидрологических работ. Как было видно по результатам двух последовательных съемок 2003 г., сезонность играет определенную роль: к осени значения динамических высот могут возрастать, что затрудняет выделение потоков только по значениям изолиний.

В августе—октябре 2006 г. (рис. 3, е) воды АСТ, поступающие в море через прол. Ближний, разделились над южной оконечностью подводного хребта Ширшова на собственно течение Атту, направленное на северо-восток, и на ветвь, расходящуюся веером по Командорской котловине на северо-запад и запад. В 2006 г. (в период обследования этого участка) лишь небольшая часть океанических вод этой северо-западной ветви течения Атту вливалась на западе в Камчат-

ское течение, а большая их часть возвращалась к прол. Ближнему, формируя циклонический круговорот Ц3, и даже вновь выходила через пролив в океан.

Поток общего северо-западного направления, ассоциируемый с ЦБТ, наблюдался как вдоль свала глубин, так и на бровке североберинговоморского шельфа. При этом определить положение основного стрежня течения, место его подхода к корякскому побережью и разветвления на Наваринское и Камчатское течения было достаточно сложно (особенно по векторам течений). Сложность траектории вод ЦБТ во многом определялась наличием вдоль североберинговоморского и корякского свалов (между 174 и 180°) нескольких небольших ядер с антициклоническим вращением вод (А6-А8) вместо единого и обширного наваринского антициклона, по южной периферии которого на обобщенной схеме проходит ЦБТ. Скорости в струе северной ветви ЦБТ были значительными, по-видимому, усиление этого потока вод привело к разрушению (трансформации) значительной части вод наваринского антициклона (известно, что присваловые антициклоны формируются в результате выноса переохлажденных плотных шельфовых вод в осенне-зимний период и их заглубления вдоль склона в промежуточные слои).

Основная часть вод, составляющих Наваринское течение, поступала в него не вдоль корякского склона (не по шельфовой периферии наваринского антициклона), а значительно раньше — непосредственно из зоны разделения ЦБТ. В Анадырском заливе большая часть вод Наваринского течения вовлекалась в антициклоническое движение по периферии лаврентьевского ядра холодных рас-пресненных вод (А10) и затем направлялась вдоль северных берегов залива на восток к прол. Чирикова. Небольшая часть вод Наваринского течения поворачивала в сторону зал. Креста, и справа от этого потока (в мелководной бухте) наблюдалась локальная антициклоническая циркуляция, а слева — циклоническая циркуляция (вокруг так называемых вод зал. Креста). Можно отметить, что скорость Наваринского течения на многих участках залива превышала 5 см/с, достигая 6-8 см/с.

Образование у корякского побережья и в Олюторском заливе антициклонических завихрений вод привело к более слабому, чем в предыдущие годы, развитию Олюторского течения. Как видно по положению изолинии 1,15 дин. м, поток сильно меандрировал, отклоняясь к югу, вплоть до хребта Ширшова, затем, обогнув круговороты А3, А9 и Ц4, подходил к материковому склону Камчатки.

Скорость движения вод на оси западной ветви ЦБТ (изолиния 1,1 дин. м) превышала 5 см/с. Как и в 2005 г., поток в Командорской котловине располагался между 57 и 58° с.ш. и, почти не меандрируя, подходил к побережью Камчатки немного севернее Камчатского пролива.

Непременным условием замкнутых систем геострофических течений является экстремальный уровень, формирующийся на оси (в центре) круговоротов. В циклонических круговоротах эта граница, или их ось, расположена в ложбине динамического рельефа, а экстремальная вертикальная скорость, которая также приурочена к этой оси, направлена вверх. Эти границы, представленные узкими вытянутыми зонами, называются дивергенциями. В антициклонических круговоротах граница противоположно направленных течений, или ось круговорота, расположена в гребне динамического рельефа, а экстремальная вертикальная скорость, приуроченная к этой оси, направлена вниз (Гидрология Тихого океана, 1968). Соответствующим образом по ложбинам динамического рельефа были выделены оси дивергенции, при этом границы определялись по положению оси ЦБТ.

Анализ карт геопотенциальных поверхностей показал, что с тихоокеанской стороны динамические высоты в потоке АСТ растут в направлении Алеутских островов от значений менее 1,05 дин. м до значений более 1,25 дин. м в непосредственной близости от островов. Проникновение вод АСТ на акваторию Берингова моря происходит веерообразно, при этом наиболее теплые воды, и соответственно более высокий динамический рельеф, наблюдаются в восточной части моря, а по

мере движения вод на запад динамические высоты постепенно уменьшаются. В прол. Ближнем значения высот уменьшаются до наиболее низких величин, отмечаемых для вод АСТ. Соответствующее понижение геопотенциального рельефа поверхности с юго-западной стороны Берингова моря принято связывать с влиянием вод западного субарктического круговорота. На картах выделяются две основные оси ложбин динамического рельефа, что наиболее наглядно прослеживается по материалам работ осенью 2003 г. Первая ось направлена от прол. Ближнего на северо-восток почти вдоль экономической границы РФ (цепочка циклонических круговоротов Ц1-Ц3 и Ц6), другая расположена в центральной части моря параллельно островной дуге и ориентирована в восточном направлении от зал. Озерного до вихрей Ц2, Ц3 и далее вдоль вихрей Ц5, Ц6. Аналогичное положение отмечалось и в другие годы, но в 2002 г. протяженность осей была меньше в северном и восточном направлениях, а в 2004 г. — с западного направления.

В поверхностных слоях циклонических круговоротов на всей их площади вертикальная скорость направлена вверх, поэтому именно на этих участках моря отмечаются экстремальные значения скалярных океанографических свойств в подповерхностных и промежуточных горизонтах, в частности низкая температура воды на поверхности в теплое время года, подъем изотерм и изопикн ближе к поверхности.

Таким образом, в 2002 г. было большое количество вихрей в глубоководной восточной части моря, циклонический круговорот (ЦК) в пределах моря имел меньший размер, чем обычно, основной заток вод в море осуществлялся через центральные проливы моря, был выражен прибрежный поток вод (ПТ) вдоль берегов Аляски, ослаблена северная ветвь ЦБТ, развит северо-западный поток, Олюторское течение было ослабленное, даже осенью значения динамических высот у мыса Олюторского не превышали 1,15 дин. м. Западная ветвь ЦБТ была хорошо развита, но отток вод из моря через Камчатский пролив ослаблен. Можно предположить, что весной—летом в восточной части моря произошло мощное вторжение океанических вод, что привело к повышенной турбулентности, однако к моменту съемки в западной части моря эффект вторжения в полной мере не проявился. Косвенным подтверждением этого служат карты среднемесячных поверхностных аномалий температуры воды, согласно которым до марта на акватории моря доминировали отрицательные аномалии, с апреля по август было отмечено потепление в восточной части моря, а с сентября на поверхности повысился термический фон на всей акватории моря.

В 2003 г. наблюдалась интенсификация АСТ, было отмечено большее количество мезомасштабных круговоротов вдоль островной дуги, заток вод осуществлялся преимущественно через восточные проливы, развито ЦБТ, воды которого преимущественно двигались в северном направлении. Размеры ЦК больше, чем в 2002 г. Течение Атту летом было слабым, причем часть вод из прол. Ближнего поступала к Камчатскому проливу напрямую севернее Командорских островов. Осенью поток вод через прол. Ближний усилился. Наваринское течение было хорошо выраженным. Западная ветвь ЦБТ была ослаблена, однако хорошо развито Олюторское течение, значения динамических высот в котором летом были выше 1,15 дин. м, а осенью — 1,20 дин. м. Ось Камчатского течения была прижата к материковому склону. В поверхностных слоях моря практически весь год сохранялся положительный температурный фон.

В 2004 г. четко прослеживалось АСТ, также были хорошо развиты обе ветви ЦБТ, Олюторское, Беринговоморское склоновое и Наваринское течения. В отличие от других лет было отмечено существование наваринского антициклона. Олюторское течение и западная ветвь ЦБТ были пространственно разделены, траектория оси ЦБТ от 58° с.ш. и 175° в.д. пролегала не на запад, как обычно, а непосредственно в сторону Камчатского пролива. Как и в 2003 г., на поверхности ежемесячно отмечались положительные температурные аномалии.

В 2005 г. наблюдалось минимальное количество вихревых образований. Отличительной особенностью года был сдвиг течений от побережья в открытую часть моря на участке моря от Олюторского залива до северо-западной части моря. Восточное положение Наваринского течения приводило к выносу вод Анадырского залива к корякскому побережью. Западнее хребта Ширшова Олюторс-кое и Камчатское течения создавали единый поток, воды которого с большой скоростью двигались к Карагинскому заливу. От прол. Ближнего часть вод включалась в циклонический круговорот над южной частью Командорской котловины. Все три потока усиливали Камчатское течение. Как и в два предыдущих года, на поверхности доминировали положительные аномалии.

В 2006 г. была сильно развита северная ветвь ЦБТ, а также, по-видимому, склоновое течение и северо-западный поток. В результате на внешней периферии Анадырского залива происходило увеличение скорости Наваринского течения. Как и в 2005 г., Олюторское течение отходило далеко от берега и было ослабленным, тогда как западная ветвь ЦБТ была интенсивной. Аномалии на поверхности моря были неустойчивыми, и время от времени знак аномалий изменялся.

В течение рассматриваемых лет произошло постепенное смещение южной периферии ЦБТ на границе российской экономической зоны на северо-восток почти на 120 миль и интенсификация теплых течений в северо-западной части моря.

Хорошими показателями межгодовой изменчивости водообмена моря с Тихим океаном и арктическим бассейном служат величины расхода воды через два пролива — Камчатский и Берингов, поскольку сток вод из Берингова моря осуществляется в основном через эти проливы. Через другие проливы Алеутской гряды происходит заток тихоокеанских вод (Stabeno, and Reed, 1994; Лучин и др., 1998).

В табл. 1 приведены данные о расходе воды через Камчатский пролив в 1999-2006 гг. Разрезы выполнялись в теплое время года, с июня по сентябрь, поэтому они условно отнесены к летнему периоду. Из данных табл. 1 видно, что с 1999 по 2006 г. отчетливо прослеживалась тенденция увеличения расхода воды в Камчатском проливе. По сравнению с "холодным" по термическим и ледовым условиям 1999 г. летний расход в слое 0-1500 м увеличился в 2006 г. в 2,2 раза — с 3,4 до 7,4 Св, причем наибольший рост был отмечен между 2000 и 2001 гг. (с 1,6 до 5,2 Св).

Таблица 1

Расход воды в Камчатском проливе в теплое полугодие в слое 0-1500 м, Св

Table 1

Southward volume transport in the Kamchatka Strait during warm half year in the layer 0-1500 m, Sv

Год 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006

Расход 3,37 1,65 5,18 5,35 6,05 4,81 6,60 7,40

В 2004 г. произошло снижение расхода вод в проливе по сравнению с предыдущими тремя годами. Расход относительно 1500 дбар составил 4,8 Св (3,0 относительно 1000 дбар), что на 25 % меньше, чем в 2003 г., и на 10 % меньше, чем в 2001-2002 гг. Близкие оценки расхода течения получены и по результатам съемки южнее пролива (3,4-3,5 Св) относительно 1000 дбар. Южнее 54° с.ш. его расход увеличился до 4,4 Св, из которых 0,9 Св составляли рециркулирую-щие воды западного субарктического круговорота, не заходящие в Берингово море. Ослабление носило временный характер, по-видимому, из-за присутствия вблизи Камчатского пролива крупного антициклонического вихря, и в 2005 г. тенденция усиления Камчатского течения продолжилась. Летом южный расход в слое 0-1500 м был равен 6,6 Св, а в 2006 г. достиг 7,4 Св. Это самая большая величина за последние 10 лет.

В работе Вудгейт с соавторами (Woodgate et al., 2006) рассматривалась межгодовая изменчивость потока вод в Беринговом проливе в течение 19902004 гг. Как следует из круглогодичных измерений на буйковых станциях, поток был наименьшим в 2001 г., затем до 2004 г. происходило увеличение потока вод. При этом распреснение вод в проливе соответствовало предыдущему максимуму 1998 г., а температура в 2004 г. была самой высокой за весь период наблюдений. Между 2002 и 2004 г. было отмечено сильное распреснение и потепление вод Прибрежного течения, на долю которого относится около 1/3 всех вариаций тепла и распреснения вод в Беринговом проливе. Увеличение температуры между 2001 и 2004 г., по мнению авторов, было эквивалентно таянию 640 000 км2 льда толщиной 1 м.

Таким образом, исследования Берингова моря по международной программе BASIS совпали с фазой усиления водообмена моря с соседними бассейнами.

Изменчивость термохалинных характеристик

Согласно экспедиционным наблюдениям, осенью 2002 г. самые высокие значения температуры (11,0-12,5 оС) были отмечены в южной части Командорской котловины и в Бристольском заливе (рис. 4, а). В районе Алеутской гряды температура была ниже (менее 9,0 °C), чем в центральной части моря (9,510,0 °C). Причина — интенсивное вертикальное перемешивание вод в проливах, приводящее к перераспределению тепла по вертикали. Наиболее низкая температура, ниже 5 °C, была отмечена в северо-западной части моря, что связано с начавшимся выхолаживанием вод. Аномалии температуры в море, за исключением Олюторского залива и соседнего с ним участка корякского побережья, превышали климатические значения (рис. 5, а). На восточноберингово-морском шельфе величина отклонений была наибольшей и достигала 2-4 °C.

Приповерхностные воды с высокой (более 33 епс) соленостью заполнили всю центральную часть глубоководной котловины до хребта Ширшова (см. рис. 4, б). Очевидно, это связано с сильным затоком тихоокеанских вод через средние проливы Алеутской гряды. Аномалии солености почти повсеместно имели положительный знак (см. рис. 5, б). Небольшие понижения солености относительно климатических норм были отмечены в водах Командорской котловины и над внешним шельфом юго-западнее о. Св. Лаврентия, где наблюдалась интенсификация северо-западного потока. Наибольшие отрицательные аномалии, местами выше 1 епс, отмечены в области интенсивного перемешивания прибрежных вод у восточного побережья Аляски.

Типичные значения вертикального градиента температуры в термоклине открытой части моря составили 0,4-0,6 °С/м, максимальный градиент температуры располагался между горизонтами 30 и 40 м (рис. 6, а, б). Повышенные значения в открытой части моря (более 0,6 °С/м) обычно прилегали к зоне распространения вод ЦБТ и Камчатского течения. На мелководных участках шельфа воды нередко перемешивались до дна, сезонный слой скачка температуры был выражен слабо, максимальные вертикальные перепады температуры составляли менее 1 °C на 5 м. Такие же низкие вертикальные градиенты отмечались вдоль Алеутской гряды. Для средней области восточноберинговоморского шельфа, ограниченной изобатами 50-100 м, была характерна четко выраженная двухслойность вод. Эта область хорошо выделялась по наиболее высоким значениям градиентов температуры, составляющим 1-2 °С/м. По мере удаления от побережья Аляски слой скачка постепенно заглублялся от значений менее 1520 м над 50-метровой изобатой до глубины 30-35 м у внешнего шельфа.

Для прогретых и распресненных вод Командорской котловины слой скачка температуры располагался ближе к поверхности (менее 30 м), тогда как в северной части Алеутской котловины, заполненной солеными тихоокеанскими водами, он заглублялся более чем на 45 м.

165° 170° 175° 180'

165° 170° 175° 180° 185° 170° 1165°

165° 170° 175° 180° 175° 170° 165°

Рис. 4. Распределение температуры и солености на горизонте 10 м осенью 2002 г.

Fig. 4 Temperature and salinity in the Bering Sea at the depth 10 m

55

60

55

60

55°

60

60°

55

55

50

60

60°

55

55

50

60

60

55

55

50

50

Рис. 5. Аномалии температуры воды и солености на горизонте 10 м осенью 2002 г. (а, б), летом 2003 г. (в, г), осенью 2003 г. (д, е), осенью 2004 г. (ж, з), летом 2005 г. (и, к), осенью 2006 г. (л, м). Отрицательные аномалии заштрихованы

Fig. 5. Anomalies of temperature and salinity at the depth 10 m (fall 2002 — а, б; summer 2003 — в, г; fall 2003 — д, е; fall 2004 — ж, з; summer 2005 — и, к; fall 2006 — л, м). Negative anomalies are cross-hatched

Рис. 6. Максимальный вертикальный температурный градиент (°С/м) и глубина его залегания (м) осенью 2002 г. (а, б), летом 2003 г. (в, г), осенью 2003 г. (д, е), осенью 2004 г. (ж, з), летом 2005 г. (и, к), осенью 2006 г. (л, м). Заштрихованы области со значениями градиента менее 0,2 °С/м

Fig. 6. Maximal vertical thermal gradient and depth of it's location (fall 2002 — а, б; summer 2003 — в, г; fall 2003 — д, е; fall 2004 — ж, з; summer 2005 — и, к; fall 2006 — л, м). Areas with values below 0,2 °C/m are cross-hatched

Летом 2003 г. наиболее прогретые поверхностные воды находились в юго-западной части Командорской котловины. Температура воды на поверхности достигала 13-15 "С, однако верхний слой имел незначительную вертикальную протяженность (менее 5 м). На глубине 10 м за пределами шельфа западной части моря значения температуры составили 10-12 "С, в прибрежной зоне уменьшаясь до 7-9 "С (см. рис. 4, в).

Вокруг Алеутских островов выделялась обширная область низких значений температуры (6,5-7,5 °С), распространившаяся на южную часть Алеутской котловины. Вдоль конвенционной линии установился термический фронт, отделявший холодную область от теплых вод котловины Камчатки и северной части Алеутской котловины.

В центральной части моря отчетливо просматривалась соленость выше 33 епс, присущая тихоокеанским водам, проникающим через проливы Алеутской гряды и не испытывающим влияния берегового стока (рис. 4, г). В Олюторском и Анадырском заливах значения солености более низкие — менее 32,5 епс.

Осенью 2003 г. изотермы вдоль западного побережья были ориентированы перпендикулярно береговой черте, т.е. началась перестройка летнего поля температуры на зимнее (рис. 4, д). На наиболее подверженных выхолаживанию прибрежных участках акватории Анадырского залива температура уменьшилась до значений ниже 4 "С, на юге и востоке моря сохранялась типично летняя пространственная термическая структура вод с температурой на уровне 10 "С и более. Вследствие повышения температуры воды относительно летних значений на 2-3 "С обширная холодная область на юге трансформировалась до небольшого участка вокруг центральных островов Алеутской гряды. Максимальные значения наблюдались у побережья Аляски: в Бристольском заливе и зал. Нортон вода была прогрета свыше 12 "С.

Поле солености вне пределов северо-западного шельфа было ровным, без фронтальных сгущений. Над центральной частью глубоководного бассейна моря соленость была около 32,8-33,0 епс (рис. 4, е). В прибрежной зоне восточнобе-ринговоморского шельфа соленость понижалась до 31 епс и менее, а минимальные значения, как и в 2002 г., были отмечены у устья р. Юкон — менее 28 епс.

В северо-западной части моря соленость повсеместно была ниже 32,5 епс. В связи с уменьшением стока р. Анадырь осенью и вертикальным перераспределением солей соленость на поверхности Анадырского лимана, зал. Креста, вдоль побережья Чукотки увеличилась по сравнению с летней съемкой на 1-3 епс.

В течение всего теплого сезона 2003 г. сохранялось доминирование повышенного относительно "нормы" температурного фона практически на всей акватории моря (см. рис. 5, в, д). Аномалии в зоне РФ, как правило, были выше 2 "С, а в Олюторском заливе значения аномалий превышали 4 "С летом и 3 "С осенью. Соленость вод в западной части моря также практически повсеместно была выше климатических значений. Наибольшие отклонения, как и в 2002 г., отмечались вдоль побережья материка — более 0,5 епс, мористее величина аномалий уменьшалась (рис. 5, г, е). На шельфе восточной части моря соленость на поверхности была ниже, чем в 2000-2002 гг. По всей видимости, в 2003 г. береговой сток п-ова Аляска был достаточно большим, чтобы понизить соленость этого сектора моря. Отрицательные аномалии солености показали также широкое проникновение распресненных вод со стороны восточноберинговоморского шельфа в центральную часть моря, тогда как в 2002 г. аномалии здесь были положительными. По сравнению с 2002 г. не было отмечено выраженного затока высокосоленых вод через центральные проливы Алеутской гряды, две области высокой солености (более 33 епс) имели изолированный вид и состояли из остатков тихоокеанских вод, поступивших в море в более ранние сроки.

В летнее время на акватории западной части моря наиболее частыми были вертикальные градиенты температуры со значениями более 0,8 "С/м (см. рис. 6,

305

в). Вдоль зоны шельфа и в районе хребта Ширшова максимальные вертикальные градиенты понижались до 0,5-0,7 °С/м, тогда как восточнее мыса Олюторского и в Анадырском заливе они превышали 1,0 °С/м. В южной части Алеутской котловины, где летом в верхнем слое моря были отмечены низкие температуры, вертикальный градиент был менее 0,5 °С/м, а вокруг Алеутских островов — менее 0,2 °С/м. Здесь же происходило углубление термоклина до 25-35 м (рис. 6, г). Наиболее высокое положение термоклин занимал на западе Командорской котловины и на мелководье северо-западной части моря — 5-15 м, за пределами Анадырского залива термоклин углублялся до 25-30 м.

Осенью благодаря начавшемуся процессу охлаждения вод и интенсификации вертикального конвективного перемешивания в шельфовой зоне западной части моря вертикальные градиенты в слое скачка уменьшились до значений 0,3-0,6 °С/м, такие же величины наблюдались вдоль Алеутской гряды и внешнего восточноберинговоморского шельфа (рис. 6, д). В менее затронутых охлаждением центрах Командорской и Алеутской котловин вертикальные градиенты были выше 1 °С/м. Высокие значения вертикальных градиентов были отмечены на юге средней области восточноберинговоморского шельфа — до 1,0-1,5 °С/м. Вертикальное положение слоя сезонного скачка температуры изменялось в широких пределах — от 10 до 55 м, но обычно термоклин залегал на глубине 3040 м (рис. 6, е).

На востоке моря происходило постепенное заглубление термоклина по мере удаления от побережья, в области внешнего шельфа он был расположен на глубине 40-50 м. По-видимому, заглубленное положение на севере Алеутской котловины связано со сложной структурой течений и преобладанием процессов нисходящих движений вод. Повышенные относительно всего северного шельфа толщины однородного слоя вблизи мыса Наварин показаны в работе Отани (Ohtani, 1973). По его сведениям, осенью толщина верхнего квазиоднородного слоя здесь составляет около 40 м.

Осенью 2004 г. экспедиционные работы в западной части моря проходили на фоне начавшегося осеннего охлаждения. Температура верхних слоев моря юго-западнее Камчатского пролива достигала 11-12 °C, восточнее 164° в.д., в области вод АСТ, она не превышала 10 °C, а на северном шельфе была менее 5 °C (см. рис. 4, ж). Изотермы в прибрежной зоне были перпендикулярны береговой черте, что характерно, как было отмечено выше, для осеннего периода. В юго-западной части моря, где сформировался антициклонический вихрь, температура в центре была всего 6 °C (на 3 °C ниже, чем в окружающих водах). В районе 57-58° с.ш. прослеживалась слабовыраженная фронтальная зона, разделяющая теплую южную и холодную северную части. В предыдущие годы эта зона находилась несколько севернее, т.е. осенние процессы в 2004 г. начались в более ранние сроки.

Температура на поверхности была преимущественно выше нормы, особенно в юго-западной части Командорской котловины, где ее аномалии превышали 2,02,5 °C (см. рис. 5, ж). На большей же части акватории аномалии составляли 0,5-1,0 °C. Локальная область в районе 56° с.ш. с температурой ниже нормы на 2,5 °C была связана с существованием антициклонического вихря.

Положительные аномалии солености отмечались вдоль корякского побережья и в Командорской котловине, отрицательные — в центральной части моря и вдоль Командорских островов (рис. 5, з). По сравнению с двумя предыдущими годами соленость в глубоководной части экономической зоны России постепенно понижалась, что, видимо, связано с уменьшением роли средних проливов Алеутской гряды в притоке тихоокеанских вод.

Севернее 58° с.ш. толщина верхнего перемешанного слоя составляла от 45 до 65 м, на отдельных мелководных участках корякского побережья столб воды был перемешан до дна (см. рис. 6, з). Минимальные значения вертикальных градиентов температуры отмечались вдоль корякского побережья (менее 0,3 °С/м), что

306

указывало на интенсивный характер вертикального перемешивания вод (рис. 6, ж). По мере удаления от побережья термоклин обострялся, значения увеличивались до 0,5-0,7 °С/м. Южнее 58° с.ш. вертикальная протяженность ВКС уменьшалась до 20-45 м, вертикальные градиенты повсеместно были выше 0,6-1,1 °С/м. Минимальные значения глубины залегания сезонного термоклина были отмечены в области распространения холодного Камчатского течения, вертикальные градиенты здесь были наибольшими и достигали значений 0,81,1 °С/м.

Время проведения работ летом 2005 г. (июнь—июль) совпало с интенсивным прогревом вод и началом формирования поверхностного слоя летней модификации. Над котловиной Камчатки температура воды составляла 5,0-6,5 оС (см. рис. 4, и). В сторону берега она уменьшалась (до 3,5-4,0 оС на внешнем шельфе Олюторского залива), что более характерно для холодного полугодия, т.е. сезонная перестройка поля температуры еще не завершилась. На севере Алеутской котловины в период интенсивного выноса теплых воздушных масс южными циклонами первой половины июля температура воды на поверхности быстро повысилась и достигла максимальных для летнего сезона значений (89 оС). В западной части моря преобладали положительные аномалии температуры воды величиной 1-2 °C.

В области подъема глубинных вод на месте разделения ЦБТ на КТ и НТ на склоне корякского побережья температура воды на поверхности была ниже 6 оС.

Самые высокие значения температуры (12-13 оС) на поверхности были отмечены в районе выноса пресных вод из Анадырского лимана, где солнечная радиация аккумулировалась в тонком верхнем слое. В июле наблюдается годовой максимум стоков рек Берингова моря (Коучмен и др., 1979), включая р. Анадырь. Этим объясняются самые низкие значения солености в Анадырском заливе за годы выполнения программы BASIS. Вблизи Анадырского лимана соленость не превышала 20 епс, тогда как к центру Анадырского залива быстро увеличивалась до 30 епс. На глубине 10 м пространственная изменчивость характеристик иная, происходило уменьшение температуры в направлении от внешней стороны залива к вершине залива, где температура была менее 3 °C, а соленость, напротив, увеличивалась в сторону побережья до величин более 32,75 епс (рис. 4, к). В результате слабого перемешивания подповерхностных вод с тонким распресненным перегретым верхним слоем в вершине Анадырского залива были отмечены отрицательные термические аномалии (см. рис. 5, и).

Низкие солености (менее 32 епс) вдоль корякского побережья — результат выноса пресных вод местными реками и ручьями. Береговой сток определил слабые отрицательные аномалии на шельфе корякского побережья и в Олюторс-ком заливе, но в целом в западной части моря доминировали положительные аномалии солености (рис. 5, к). Величины отклонений солености от климатических значений на западе моря повсеместно были небольшими.

Над глубоководной частью моря соленость была выше 32,5 епс, ее максимальные величины, более 33,1 епс, наблюдались в центральных областях Алеутской и Командорской котловин и связаны с общим подъемом вод в циклонических круговоротах.

Повышенная циклоническая деятельность в июне стала причиной интенсивного вертикального перемешивания над Командорской котловиной до глубины 2535 м (см. рис. 6, к), тогда как в июле 2003 г., наиболее близкой по срокам выполнения съемке, толщина однородного слоя над котловиной не превышала 10 м. Произошло ослабление сезонного термоклина, максимальный градиент которого составил около 0,4 °С/м (рис. 6, и), что в два раза меньше, чем в июле 2003 г. Минимальные значения были отмечены над хребтом Ширшова — менее 0,2 °С/м.

У корякского побережья и в северо-западной части моря вертикальные перепады температуры в столбе воды достигали значений свыше 1 °С/м, а в вер-

307

шине Анадырского залива значения вертикального градиента температуры превысили 3 "С/м. Основные изменения температуры здесь наблюдались в тонком верхнем слое, расположенном не глубже 5 м. В северной части Алеутской котловины термоклин заглублялся до горизонтов 20-30 м, градиенты температуры уменьшались до 0,4-0,6 "С/м.

Осенью 2006 г. в глубоководных районах величина осеннего охлаждения вплоть до окончания съемки не превысила 1-2 "С, поэтому распределение температуры верхнего слоя моря (см. рис. 4, л) близко к значениям периода максимального прогрева поверхностных вод.

Средние по всей акватории значения температуры воды составили 10,2 "С. В Анадырском заливе и шельфовых областях температура была в среднем на 2 "С ниже, чем в открытых водах, что является отличительной особенностью Берингова моря. Конфигурация изотерм обычно совпадала с конфигурацией изобат бассейна, наибольшие пространственные градиенты наблюдались над свалами глубин, тогда как в глубокой части моря изменчивость температуры была незначительной. Максимум, 12,7 "С, был зафиксирован в зоне циклонического круговорота над Командорской котловиной. Минимальные значения (менее 4 "С) были отмечены в вершине Анадырского залива.

Соленость поверхностных вод стандартно увеличивалась с удалением от материка как основного источника распреснения (рис. 4, м). Самая низкая соленость, 28,2 епс, была зарегистрирована в вершине Анадырского залива, наиболее подверженной влиянию пресных вод р. Анадырь. Наваринское течение прослеживалось языком вод повышенной солености. Максимальная по всей съемке соленость 32,97 епс наблюдалась в стрежне ЦБТ на востоке района. В мористых районах поверхностный слой вод Командорской котловины был менее соленым (32,51 епс), чем в Алеутской котловине (32,68 епс).

Небольшие отрицательные аномалии температуры отмечались только в прибрежных районах (см. рис. 5, л). В открытом море из-за сильного запаздывания осеннего выхолаживания и отсутствия штормов средняя величина положительных аномалий температуры на поверхности составила 1,5-2,0 "С.

На севере Алеутской котловины и особенно вдоль корякского шельфа наблюдались большие положительные аномалии солености (свыше 0,5 епс), свидетельствующие об усиленном поступлении на этот участок моря трансформированных океанических вод (рис. 5, м). На остальной акватории открытой части моря в поверхностной толще значения солености были ниже "нормы", распреснение вод западной части моря было наибольшим по сравнению с предыдущими годами.

Толщина ВКС изменялась от 2 м на мелководье Анадырского залива до 30-35 м в стрежне ЦБТ и у Командорских островов, а в среднем по акватории составляла 20-25 м (см. рис. 6, м). В глубоководной части моря контуры изолиний были параллельны береговой черте. Незначительная толщина однородного слоя в 2006 г. на большей части мелководья свидетельствовала о слабом ветровом перемешивании. Максимальный градиент сезонного термоклина был более ровным, чем летом 2005 г., и составил 0,8-1,1 оС/м в открытых водах и 0,4-0,8 "С/м на прибрежных участках моря (рис. 6, л).

Для оценки внутрисезонной и межгодовой изменчивости холодных (ХПС) и теплых (ТПС) промежуточных вод были рассчитаны средние значения характеристик в ядре этих вод. Оценки выполнялись только для глубоководной части экономической зоны РФ (см. рис. 1), вне зоны сильного воздействия высокодинамичных вод континентального шельфа и островной дуги.

По результатам двух последовательных съемок 2003 г. можно сделать заключение о значительной термической внутрисезонной изменчивости вод только холодного слоя (табл. 2). Температура воды увеличилась от лета к осени в среднем на 0,33 "С, тогда как соленость — всего на 0,03 епс. В ядре ТПС сезонная изменчивость практически не прослеживалась ни по одному параметру.

Таблица 2 Средняя температура и соленость в ядре промежуточных вод Берингова моря в 2000 и 2002-2006 гг.

Table 2

Average temperature (t, °С), salinity (S, psu) in the core of intermediate waters of the Bering Sea in 2000 and 2002-2006

Год

Ядро ХПС t, °C S, епс

Ядро ТПС t, °C S, епс

Касаясь межгодовых различий в ядре ХПС, отметим следующее. В 2000 г. этот слой был наиболее холодным (в среднем 0,57 °С) и распрес-ненным (33,15 епс). Во все последующие годы температура была заметно выше и превышала 1,25 °С, средние значения солености составляли 33,18-33,28 епс, причем наиболее высокие температурные значения (осенью до 1,86-1,98 °С) и высокая соленость (33,26-33,28 епс) были отмечены в 2003 и 2004 гг.

В ядре ХПС температура воды отражает главным образом суровость зимних условий. На рис. 7 приведены значения соотношения интегральной ледовитости и температуры в ядре ХПС. По этому косвенному индикатору суровости зимы видно, что зимний сезон 2000 г. был наиболее суровым в ряду рассматриваемых лет, а 2003-2004 гг. — наиболее легкими. С 2005 г. ледови-тость моря снова начала увеличиваться, что нашло отражение и в изменении физических свойств ХПС.

В ядре ТПС в течение рассматриваемых годов прослеживался тренд в сторону увеличения температуры (от 3,69 в 2000 г. до 3,91 °С в 2006 г.). Увеличение температуры в ядре ТПС от года к году было постоянным, но наиболее значительный термический рост происходил между 2003 и 2005 гг. — на 0,06-0,07 вС, тогда как в другие годы он был не выше 0,03 ее.

Осень 2000 0 ,57 33,15 3,69 33,85

Осень 2002 1 ,26 33,27 3,71 33,87

Лето 2003 1 ,65 33,25 3,71 33,83

Осень 2003 1 98 33,28 3,74 33,83

Осень 2004 1 86 33,25 3,83 33,85

Лето 2005 1 ,52 33,18 3,89 33,77

Осень 2006 1 ,56 33,18 3,91 33,77

Рис. 7. Соотношение интегральной ле-довитости и температуры в ядре ХПС

Fig. 7. Relation between integral ice coverage and temperature in the core of dichother-mal layer

V» 2004

» 2006

« 2000

50000 75000 100000 125000 Интегральная ледовитость, тыс. км2

0

Рассматриваемая часть акватории моря расположена преимущественно в области ложбин динамического рельефа, где формируется характерная куполообразная термохалинная структура моря (подъем вод в центре моря и опускание в области материкового склона). Поскольку источником поступления теплых промежуточных вод традиционно считается Тихий океан (Добровольский, Арсе-ньев, 1961; Арсеньев, 1967; Лучин, Лаврентьев, 1999), можно сделать заключение о постепенном заполнении котловинной части моря в области циклонического вращения вод более теплыми океаническими водами.

В области распространения Камчатского течения с тихоокеанской стороны Камчатки в течение 2004-2005 гг. также был отмечен рост температуры промежуточных слоев воды (Рогачев, Шлык, 2006).

Теплые воды промежуточного слоя оказывают постоянное влияние на ледовый режим, замедляя, в частности, льдообразование и уменьшая толщину образующегося в осенне-зимнее время льда (Булгаков, 1975). Соответственно заток

теплых тихоокеанских вод оказывает влияние также на характеристики вышележащего холодного слоя. Видимо, этим объясняется тот факт, что температура воды в ядре ХПС в 2006 г. осталась на уровне 2005 г., в то время как ледови-тость моря возросла. Другая возможная причина ухудшения согласованности между интегральной ледовитостью и температурой ядра ХПС — разная степень развития ледового покрова в восточном и западном секторах моря, что не учитывалось при расчетах. На востоке моря ледовый покров в 2006 г. был хорошо развит, тогда как на западе, для которого рассчитывались характеристики ХПС, ледовые условия в 2006 г. были относительно легкие.

Заключение

Ледовитые зимы конца 1990-х гг. (Ustinova е! а1., 2004) в начале текущего десятилетия сменились периодом относительно легких ледовых условий (Хен и др., 2006). Хотя зимние условия 2002 г. были одними из самых суровых за последние восемь лет, бурное течение весенних процессов обусловило в конце календарного весеннего периода быстрое очищение моря ото льда. В 2003 г. количество льда в этот период года оставалось на низком уровне, затем наметился постепенный рост этого показателя до 2005 г. В 2006 г. процесс весеннего таяния льда снова ускорился и по темпам стал сравним с уровнем 2000 г.

За исследуемый период в общей циркуляции моря произошли существенные изменения. В 2002 г. наблюдалось большое количество вихрей в глубоководной восточной части моря, беринговоморский циклонический круговорот был меньшего размера, чем обычно, основной заток вод в море осуществлялся через центральные проливы моря. В последующие годы происходило усиление водообмена моря с Тихим океаном, что нашло отражение в увеличении расхода вод через Камчатский пролив. Циклонический круговорот в глубоководной части моря расширился, южная периферия ЦБТ на границе российской экономической зоны сместилась на северо-восток почти на 120 миль. Этот процесс заметен также по интенсификации теплых течений в северо-западной части моря, что наиболее проявилось в последние три года. Усиление течений способствовало размыванию пятен холода этой части моря и созданию здесь благоприятных условий для нагульных миграций минтая.

Теплые условия сохранялись в течение всего периода выполнения пятилетней программы 2002-2006 гг., но если летом 2002 г. повышенный температурный фон наблюдался только над восточноберинговоморским шельфом, то в последующие три года область устойчивых положительных аномалий распространилась на всю акваторию моря. Также вследствие усиленного снеготаяния и увеличения речного стока происходило, по-видимому, распреснение поверхностных вод моря. Этот эффект особенно проявился вдоль восточного побережья моря.

Температура воды в ядре ХПС отражает главным образом суровость зимних условий: чем выше ледовитость моря, тем ниже температура вод. В отличие от 2002 г., когда на западе моря в холодных промежуточных водах глубоководной котловины были отмечены отрицательные аномалии, в 2003, как и в 2004-2005 гг., преобладали положительные аномалии температуры воды. На глубине 50-150 м средняя величина отклонений от "нормы" составляла плюс 0,5 "С. В 2006 г. воды ХПС были выхоложены примерно на 0,2-0,5 "С ниже среднемноголетнего уровня.

В ядре ТПС открытых вод западной части моря в течение рассматриваемых лет прослеживался тренд в сторону увеличения температуры (от 3,69 до 3,91 "С). Поскольку источник поступления этих вод — Тихий океан, то это повышение температуры подтверждает вывод об усилении водообмена моря через проливы в последние годы и постепенном заполнении котловинной части моря более теплыми океаническими водами. Наиболее значительный рост тепло-запаса промежуточных вод происходил между 2003 и 2005 гг.

Список литературы

Арсеньев В.С. Течения и водные массы Берингова моря. — М.: Наука, 1967. — 135 с.

Басюк Е.О., Хен Г.В. Результаты гидрологических исследований Берингова моря по международной программе BASIS в 2002-2004 гг. // Вопр. промысл. океанол. — М.: ВНИРО, 2005. — Вып. 1. — С. 67-84.

Булгаков Н.П. Конвекция в океане. — М.: Наука, 1975. — 272 с.

Гидрология Тихого океана. — М.: Наука, 1968. — 524 с.

Глебова С.Ю. Изменения атмосферного и климатического режимов над дальневосточными морями // Рыб. хоз-во. — 2005. — № 3. — С. 30-33.

Добровольский А.Д., Арсеньев В.С. Гидрологическая характеристика Берингова моря // Тр. ИОАН СССР. — 1961. — Т. 38. — С. 64-97.

Котенев Б.Н. Динамика вод как важнейший фактор долгопериодной изменчивости биопродуктивности вод и воспроизводства рыбных запасов Берингова моря // Комплексные исследования экосистемы Берингова моря. — М.: ВНИРО. — 1995. — С. 7-39.

Коучмен Л.К., Огорд К., Трипп Р.Б. Берингов пролив. — Л.: Гидрометеоиздат, 1979. — 200 с.

Кудрявая К.И., Серяков Е.И., Скриптунова Л.И. Морские гидрологические прогнозы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1974. — 310 с.

Лучин В.А., Лаврентьев В.М. Водные массы // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. 10: Берингово море. — СПб.: Гидрометеоиздат, 1999. — С. 142-153.

Лучин В.А., Савельев А.В., Радченко В.И. Долгопериодные климатические волны в экосистеме западной части Берингова моря // Климатическая и межгодовая изменчивость в системе атмосфера—суша—море в американо-азиатском секторе Арктики // Тр. Арктического регионального центра. — Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та, 1998. — Т. 1. — С. 31-42.

Рогачев К.А., Шлык Н.В. Роль мезомасштабных вихрей в динамике Камчатского и Аляскинского течений // Изв. ТИНРО. — 2006. — Т. 145. — С. 228-234.

Хен Г.В. Сезонная и межгодовая изменчивость вод Берингова моря и ее влияние на распределение и численность гидробионтов: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. — М., 1988. — 24 с.

Хен Г.В., Зуенко Ю.И., Сорокин Ю.Д. и др. Особенности гидрологических условий в дальневосточных морях и СЗТО в 2003-2005 гг. // Вопр. промысл. океанол. — М.: ВНИРО, 2006. — Вып. 3. — С. 92-111.

Fofonoff P. and Millard R.C. Algorithms for computation of fundamental properties of seawater: Unesco Tech. Pap. in Mar. Sci., 1983. — № 44. — 53 p.

Khen G.V., Basyuk E.O. Oceanographic conditions of the Bering Sea in BASIS // NPAFC Technical Report. — 2005. — № 6. — P. 20-22.

Ohtani K. Oceanographic structure in the Bering Sea // Mem. Fac. Fish. Hokk. Univ. — 1973. — № 21. — P. 65-106.

Stabeno P.J, and Reed R.K. Circulation in the Bering Sea basin by satellite tracked drifters // J. of Phys. Oceanogr. — 1994. — № 4. — P. 848-854.

Ustinova E.I., Sorokin Yu.D., Khen G.V. Ice cover variability and long-term forecasting in the far-eastern seas // Proc. of the 19th Intern. Sympos. on Okhotsk and Sea Ice (OSCORA). — Mombetsu, Hokkaido, Japan, 2004. — P. 75-80.

Woodgate R.A., Aagaard K. and Weingartner T.J. Interannual changes in the Bering Strait fluxes of volume, heat and freshwater between 1991 and 2004 // Geophys. Res. Lett. — 2006. — Vol. 33.

Поступила в редакцию 28.03.07 г.