CC BY
52
2009
Известия ТИНРО
Том 158
УДК 551.46.062(265.51)
Г.В. Хен1, А.Н. Заочный2*
1 Тихоокеанский научно-исследовательский рыбохозяйственный центр,
690091, г. Владивосток, пер. Шевченко, 4;
2 Камчатский научно-исследовательский институт рыбного хозяйства
и океанографии, 683000, г. Петропавловск-Камчатский, ул. Набережная, 18
ИЗМЕНЧИВОСТЬ РАСХОДА КАМЧАТСКОГО ТЕЧЕНИЯ И ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ В КАМЧАТСКОМ ПРОЛИВЕ
По данным многолетних наблюдений (1950-2008 гг.) проведено исследование изменчивости расхода воды в Камчатском проливе в слое 0-500 м. Несмотря на большие пробелы в данных, в особенности в 1950-1960-е гг., имеющийся ряд дает общее представление о крупномасштабной изменчивости водообмена с Тихим океаном. С 1950 до середины 1960-х гг. Камчатское течение было заметно ослаблено, далее наступил длительный период (с 1965 по 1989 г.) высокой активности с расходом воды 3-5 Св. В начале 1990-х гг. водообмен с Тихим океаном вновь стал уменьшаться, минимум пришелся на конец 1990-х гг. и составил в 1999 г. 0,2 Св. В начале 21-го века наметилось новое усиление Камчатского течения, но расход воды до настоящего времени остается на низком уровне и не превышает среднюю многолетнюю величину (2,3 Св). Проведено сравнение изменчивости интенсивности Камчатского течения с положением Алеутского минимума (АМ) в марте-мае. Выделены 3 типовые положения центра АМ: восточный, западный и двуцентровый, или смешанный. В годы наблюдений за расходом воды, таких 27 лет, на восточный тип выпадают 16, западный — 6, смешанный — 5 случая. В 17 случаях из 27 водообмен составлял не более 2 Св и только в 8 — превышал 3 Св. Экстремально низкие расходы (менее 1,0 Св) тесно связаны с восточным положением АМ, экстремально высокие (более 3,5 Св) наблюдались при западном и смешанном типах АМ, однако их не было при восточном типе. С 1996 г. наблюдения проводятся до глубины 1500 м летом и осенью. В данном диапазоне глубин расход воды в 4 раза больше, чем в слое 0-500 м. Полный расход Камчатского течения (поверхность—дно) в период его интенсификации (1960-1980-е гг.) составил 20-25 Св, в период ослабления (1950, 1990 и 2000-е гг.) — 6-12 Св.
Ключевые слова: Берингово море, Камчатское течение, Алеутский минимум, расход воды, температура, соленость, изменчивость.
Khen G.V., Zaochny N.A. Variability of the Kamchatka Current transport and water properties in the Kamchatka Strait // Izv. TINRO. — 2009. — Vol. 158. — P. 247-260.
* Хен Геннадий Васильевич, кандидат географических наук, заведующий лабораторией, e-mail: gennady1@tinro.ru; Заочный Александр Николаевич, научный сотрудник, e-mail: alnik@kamniro.ru.
Variability of the Kamchatka Current transport within the layer 0-500 m is investigated for the 1950-2008. Interdecadal variability of water exchange between the Bering Sea and North Pacific is revealed. The Kamchatka Current weakened considerably (to 0.7-1.5 Sv) in the period from 1950 to mid 1960s, then was active (3-5 Sv) during the long period from 1965 until 1989, weaken again in 1990s with the minimum in 1999 (0.2 Sv), and began to intensify in the beginning of 21 century but still remains below the climatic value 2.3 Sv. The transport values are compared with position of the Aleutian Low Pressure (ALP) center in March-May that had the eastern position in 16 years, medium position in 5 years, and western position in 6 years. Generally, the eastern position of ALP corresponded to weak Kamchatka Current (< 1 Sv) and high values of its transport (> 3.5 Sv) were observed under both western and medium positions of ALP but never under its eastern position.
Since 1996, the Kamchatka Current is surveyed within the layer 0-1500 m twice in a year — in summer and autumn. The water transport within 0-1500 m is in 4 times higher in compare with 0-500 m. Total transport of the Kamchatka Current (from sea surface to bottom) is estimated as 20-25 Sv for the period of its intensification (1960-1980), and as 6-12 Sv in 1950s, 1990s and 2000s.
Key words: Bering Sea, Kamchatka Current, Aleutian Low, water transport, water temperature, salinity, interdecadal variability.
Введение
Камчатский пролив — самый глубоководный среди проливов, соединяющих Берингово море с Тихим океаном. Его максимальная глубина составляет 4420 м, ширина между п-овом Камчатка и о. Беринга около 185 км, в пределах 1000-метровой изобаты — 100 км. Камчатский пролив уникален — это единственный пролив, из которого сбрасываются холодные низкосоленые беринговоморские воды в Тихий океан. Другие проливы Алеутской гряды служат источниками тихоокеанских вод в Беринговом море.
Существуют разные оценки по расходу воды в Камчатском проливе: 5,0 Св (Verkhunov and Tkachenko, 1994), 6,0-7,0 Св (Read et al., 1993), 3,37-9,01 Св (Khen and Basyuk, 2004), 8,0-13,0 Св (Overland et al., 1994), 15,0 Св (Ohtani, 1970), 21,0 Св (Арсеньев, 1967), 24,0 Св (Panteleev et al., 2006). Эти различия связаны как с разнообразием методов оценки (динамический, модельный, по дрейфующим буям), так и с природными факторами (интенсивностью тихоокеанских вод, атмосферным влиянием и др.). Они не дают представления о межгодовой изменчивости, тем более о причинах колебаний. К.А. Рогачев и Н.В. Шлык (2008) указывают на существование большой изменчивости расхода Камчатского течения, но каких-либо обсуждений не проводят. В отдельных публикациях упоминается изменчивость Камчатского течения на ограниченном (менее 10 лет) временном отрезке: 1989-1995 гг. (Хен, 1997), 1999-2003 гг. (Khen and Basyuk, 2004), 1999-2004 гг. (Басюк, Хен, 2005), по ним трудно судить о крупномасштабной изменчивости водообмена между Тихим океаном и Беринговым морем. Недостаточно исследована и сезонная изменчивость водообмена и основных гидрологических параметров в проливе.
Цель данной работы - рассмотреть изменчивость Камчатского течения с 1950 г. в слое 0-500 м (в 1950-1980 гг. наблюдения в основном проводились до глубины 500 м) и в слое 0-1500 м в начале 21-го века.
Материалы и методы
В работе была использована база данных ТИНРО-центра, дополненная наблюдениями КамчатНИРО, в 1950 г. материал собран на НИС "Витязь". Ряд не полон, имеются пропуски от 1 до 9 лет, наблюдениями охвачены 27 лет.
До начала 1990-х гг. оценка расхода воды дается по разрозненным данным, выполненным в проливе или вблизи во время океанологической съемки в западной части Берингова моря и прилегающих водах Тихого океана. Расче-
ты скоростей и расхода воды производились при наличии не менее 4 станций, ориентированных по нормали к берегу, т.е. поперек потока Камчатского течения, и удаленных не более чем на 30 миль к северу или югу от Камчатского пролива. Несмотря на указанные недостатки, имеющийся ряд позволяет оценить масштабы декадных (десятилетних) изменений расхода Камчатского течения.
В 1996 г. ТИНРО-центр приступил к выполнению стандартного океанологического разреза "Камчатский пролив" на судах, работающих по программам ресурсных исследований в Беринговом море. Обычно разрез выполняется в начале и в конце рейса. Сроки его выполнения зависят от выхода судна в рейс и завершения работ в Беринговом море и меняются в широком диапазоне времени — от июня по ноябрь. Стандартный камчатский разрез необходим для выяснения межгодовой изменчивости водообмена с Тихим океаном, имеющей большое значение для обновления вод Берингова моря, поступления тепла, солей и биогенных элементов, формирования первичной продукции, дрейфа планктонных организмов, миграции ихтиофауны.
Стандартный разрез в Камчатском проливе состоит из 9 станций (рис. 1), из них 7 глубоководных (изобаты более 1000 м) и 2 на шельфе Командорских островов за пределами 12-мильной прибрежной зоны. Летний водообмен оценивается по данным за июнь-август, осенний — по наблюдениям в октябре-ноябре. Имеются пропуски и в летних, и осенних наблюдениях, связанные с дефицитом времени и погодными условиями.
162е
164°
166e
Рис. 1. Схема станций стандартного разреза в Камчатском проливе, выполняемых с 1996 г.
Fig. 1. Stations of the standard section across the Kamchatka Strait since 1996
162°
164°
166°
Расход воды считался динамическим методом, за нулевую поверхность принимался нижний горизонт рассматриваемого слоя, например 500 м для слоя 0-500 м и т.д. Приливная компонента не высчитывалась, так как, во-первых, в западных проливах Алеутско-Командорской гряды их скорости существенно ниже, чем в центральных и восточных проливах (Kovalik, 1999), во-вторых, в струйных потоках, к каким относится и Камчатское течение, роль малых приливов может быть несущественной. Так, несмотря на то что фазы приливов при выполнении разрезов в различные годы могут не совпадать, в ядре Камчатского течения скорости практически не меняются и во все годы составляют 15-20 см/с (рис. 2), что сопоставимо со скоростями дрейфующих буев "АРГО" (Panteleev е! а1., 2006). Межгодовое различие в положении Камчатского течения в пределах глубоководной части Камчатского пролива тоже не связано с приливами.
Для оценки роли атмосферных процессов были проанализированы карты приземного давления в северной части Тихого океана в пределах широты 3070° с.ш. и долготы 130° в.д. — 130° з.д. (http:/www.cdc.noaa.gov//cgi-bin/).
2002 г. Июнь 2003 г. Июль 2004 г. Август
2005 г. Июнь 2006 г. Июль 2008 г. Июль
Рис. 2. Геострофические скорости в Камчатском проливе, рассчитанные от уровня 1500 м. Заштрихованы потоки северного направления
Fig. 2. Currents in the Kamchatka Strait estimated by dynamic method relative to 1500 m. Northward flows are shaded
Результаты и их обсуждение
Многолетняя изменчивость расхода Камчатского течения
Несмотря на большие пробелы, в особенности в 1950-1960-е гг., график расхода воды в слое 0-500 м (рис. 3) дает общее представление о крупномасштабной изменчивости водообмена с Тихим океаном. С 1950-х до середины 1960-х гг. Камчатское течение было заметно ослаблено, далее наступил длительный период (с 1965 по 1989 г.) высокой активности с расходом воды 3-5 Св. В начале 1990-х гг. водообмен с Тихим океаном вновь стал уменьшаться, минимум пришелся на конец 1990-х гг. и составил в 1999 г. 0,2 Св. В начале 21-го века
наметилось новое усиление Камчатского течения, но до настоящего времени остается на относительно низком уровне и не превышает среднюю многолетнюю величину (2,3 Св). Наличие длительных периодов слабой или сильной активности вод, изменения циркуляционной схемы Берингова моря должны отразиться на состоянии экосистемы моря с качественными и количественными изменениями во всей трофической цепи от низших растений до хищных рыб и животных. Так, В.И. Радченко (1994) изменение структуры нектона в Беринговом море в 1990-е гг. связывает с крупномасштабной изменчивостью динамики вод.
ш
О
ч: о х о я 0_
4.5 4 3.5 3 2.5 2 1.5 1
0.5
♦ ♦
♦♦ ♦
0
1950
1960
1970
1980 Годы
1990
2000
2010
Рис. 3. Изменчивость расхода Камчатского течения летом в слое 0-500 м в Камчатском проливе. Прерывистая линия — средняя многолетняя величина
Fig. 3. Variability of the Kamchatka Current transport within the 0-500 m layer in the Kamchatka Strait. Mean value is shown by dashed line
Причина изменчивости интенсивности Камчатского течения не совсем понятна, можно предположить существенную роль синоптической ситуации, в особенности в зимний период года, когда формируется Алеутский минимум с достаточно широким диапазоном изменений интенсивности (давление в центре минимума) и пространственного положения. Свою лепту вносит и Алеутское течение, ветви которого активно поддерживают беринговоморскую циклоническую циркуляцию и конечным звеном которого и является Камчатское течение. Роли других факторов: арктического бассейна, осенне-зимней конвекции, ледовых процессов, пресного баланса, — могут быть заметными в отдельные годы, но, скорее всего, остаются второстепенными.
Оценить значение ветвей Алеутского течения сложно из-за недостатка данных по отдельным проливам. Поэтому остановимся на оценке роли синоптических условий над Беринговым морем и прилегающими областями Тихого океана.
В процессе работы были проанализированы трехмесячные средние карты за различные периоды года (от декабря по май). Наиболее информативными были синоптические карты за март-май, что объяснимо, учитывая последовательность процессов — вначале в атмосфере, а затем в гидросфере. Зимой с развитием циклонической деятельности усиливается дрейфовая составляющая течений, беринговоморский циклонический круговорот ускоряется, происходит сезонное повышение интенсивности водообмена с Тихим океаном.
Основной особенностью зимней атмосферы является развитие Алеутского минимума (АМ), глубина и положение которого год от года меняются. Диапазон пространственного колебания АМ достаточно широк, его центр может находиться на долготе 130° в.д. или 125° з.д. (рис. 4), причем крайние позиции занимает при наличии двух центров. С одним центром АМ колеблется в пределах 160° в.д. — 150° з.д., т.е. практически не выходит за пределы Берингова моря и прилегающих районов Тихого океана.
Рис. 4. Положение по долготе ядра Алеутского минимума в марте-мае. Темным цветом обозначено положение восточного ядра, серым — западного ядра
Fig. 4. Longitude of the Aleutian Low center in March-May. Dark line shows the eastern core, grey line — the western core
Анализ многочисленных карт позволил выделить три типа положения центра АМ в марте-мае: восточный, западный и двуцентровый, или смешанный (рис. 5). Разделение на восточный и западный типы проведено по 180-му меридиану. По средним многолетним данным АМ вытянут вдоль Алеутских островов, а его центр расположен в юго-восточной части Берингова моря. При этом ветры должны быть преимущественно восточных румбов в Беринговом море и западных румбов в прилегающей области Тихого океана, над алеутскими проливами переменных направлений. При восточном положении АМ над южным регионом Берингова моря, находящимся под влиянием тыловой зоны циклонического вихря, будет наблюдаться усиление ветров северных румбов, что приведет к ослаблению тихоокеанских вод в проливах. При других двух типах ветры над проливами преимущественно зональные и не оказывают сильного противодействия поступлению тихоокеанских вод в Берингово море.
Из 59 рассмотренных лет (1950-2008 гг.) восточный тип наблюдался в 27, западный — в 13, смешанный — в 13 случаях. В годы проведенных наблюдений за расходом воды, таких 27 лет, на восточный тип выпадают 16, западный — 6, смешанный — 5 случаев. Преимущество восточного типа предполагает преобладание в целом слабого водообмена с Тихим океаном, что и видно на рис. 2. В 17 случаях из 27 водообмен не превышал 2 Св, только в 8 превышал 3 Св.
Повторяемость типов АМ при различных уровнях расхода воды в Камчатском проливе показана в табл. 1. При двухуровневой классификации расхода воды (выше или ниже среднего расхода) заметного преимущества того или иного типа АМ не просматривается. К примеру, восточный тип может быть как при слабом (65 % случаев), так и при сильном (50 % случаев) водообмене. То же самое и для остальных типов АМ. При трехуровневом делении расхода повторяемость восточного типа увеличивается до 73 % и резко сокращается частота западного (18 %) и смешанного (9 %) типов в годы аномально низкого водообмена. Достаточно высокая повторяемость (50 %) восточного типа наблюдается и при среднем, и при аномально высоком уровнях расхода.
Средний многолетний
Восточный
Западный
Двуцентровый
Рис. 5. Типовые положения центров Алеутского минимума в марте-мае Fig. 5. Typical position of the Aleutian Low core in March-May
Таблица 1
Типы атмосферной циркуляции по положению центров Алеутского минимума в марте-мае и объем расхода воды в Камчатском проливе летом
Table 1
Aleutian Low position in March-May and water transport in the Kamchatka Strait in summer
Расход воды в Камчатском проливе
Тип атмосферной циркуляции Восточный Двуцентровый Западный
Двухуровневое деление Выше 2,3 Св 5 (50)* 2 (20) 3 (30)
расходов Ниже 2,3 Св 11 (65) 3 (17,5) 3 (17,5)
Трехуровневое деление Выше 3,0 Св 4 (50) 2 (25) 2 (25)
расходов 1,5-3,0 Св 4 (50) 2 (25) 2 (25)
Ниже 1,5 Св 8 (73) 1 (9) 2 (18)
Экстремальные расходы Выше 3,5 Св 0 2 (40) 3 (60)
Ниже 1,0 Св 5 (100) 0 0
* Число случаев, в скобках - повторяемость в процентах.
Наиболее удачные результаты получены при экстремальных величинах расхода — более 3,5 и менее 1,0 Св. Экстремально низкие расходы отмечены в 5 случаях и однозначно связаны с восточным положением АМ, экстремально высокие расходы наблюдались при западном и смешанном типах АМ и не встречались при восточном типе. Экосистема быстрее и глубже реагирует на экстремальные природные явления, и полученные качественные связи несомненно будут полезными при долгосрочном биоценологическом прогнозировании.
На рис. 4 видна тенденция к перемещению АМ на восток, что предполагает увеличение повторяемости восточного типа и соответствующее увеличение повторяемости пониженного водообмена. Не случайно с середины 1990-х гг. не было случая повышения водообмена выше среднего уровня. Пока нет признаков, указывающих на обратный процесс, и в ближайшие годы рассчитывать на усиление Камчатского течения до экстремальных величин, видимо, не следует, а это означает, что экосистема Берингова моря не будет испытывать катастрофических изменений за счет внешних факторов, связанных с резким усилением притока тихоокеанских вод.
На рис. 3 видно, что стандартный океанологический разрез "Камчатский пролив" в нынешнем виде выполняется в период слабого водообмена с Тихим океаном. Несмотря на усиление, наметившееся в начале 21-го века, расход в проливе остается ниже среднего уровня. Тем не менее период стандартизации разреза следует рассмотреть более подробно, так как, во-первых, наблюдения проводились до глубины 1500 м, что дает более реальную цифру расхода, во-вторых, можно оценить сезонную изменчивость (лето-осень) различных параметров.
Изменения в Камчатском проливе в начале 21-го века
На рис. 6 и 7 показана температура воды на разрезе, ограниченном 1000-метровой изобатой как со стороны Камчатки на северо-западе, так и со стороны о. Беринга на юго-востоке. В июне-июле в Камчатском проливе продолжается процесс формирования поверхностного слоя, что определяет резкий термоклин и галоклин (рисунок не приводится) начиная от поверхности моря. Нижняя граница сезонного термо-галоклина располагается на глубине 30-50 м, ниже залегает холодный промежуточный слой (ХПС) толщиной 150-200 м. Температура воды в его ядре меняется и зависит от зимних условий в западной части Берингова моря (Басюк и др., 2007).
Особенности формирования ХПС в процессе зимней плотностной конвекции с выравниванием характеристик в верхнем 150-метровом слое определяют слабую вертикальную изменчивость температуры, солености и плотности в нем. На его нижней границе обычно формируется вторичный термоклин (с обратным по сравнению с верхним слоем знаком градиента — инверсионный слой), галоклин и пикноклин, которые сохраняются в течение всего года. С некоторым допущением вторичный слой резких градиентов можно принять за нижнюю границу деятельного слоя моря, ниже которого сезонная изменчивость мала и не превышает статистических ошибок (Лучин, 2008).
Средняя температура в ядре ХПС глубоководной части Берингова моря составляет 1,5 °С, соленость — 33,25 psu (Басюк и др., 2007). В Камчатском проливе, куда поступают холодные воды котловины Камчатки (в теплое полугодие здесь формируется западный полюс холода, №еп, 1989), температура воды ниже. Во все годы температура в ядре ХПС была ниже 1,5 °С, а в холодные 2002 и 2006 гг. не превышала 1,0 °С.
Осенью сезонный термоклин заглубляется, увеличивая верхний квазиоднородный слой до 60-70 м, но инверсионный слой остается на прежнем уровне, что может быть показателем устойчивости глубины деятельного слоя. Температура ХПС повышается, сезонная разница в нем составляет 0,1-0,6 °С (рис. 8) и зависит от скорости трансформации ХПС. После холодных зим температура растет быстрее, к осени межгодовой размах температуры (0,6 °С) меньше, чем в начале лета (1,4 °С). Однако общий тренд на повышение температуры в начале 21-го века соблюдается и летом, и осенью.
Пик максимума температуры был достигнут в 2004 г., затем последовало резкое понижение к 2006 г. и слабое потепление в течение последних двух лет. В целом межгодовой ход температуры в ХПС Камчатского пролива согласуется с изменчивостью на поверхности всего Берингова моря (Хен и др., 2008).
Летом закономерности межгодовой изменчивости температуры, солености и глубины практически полностью совпадают, причем изменения однонаправленные. Осенью совпадают только изменения температуры и солености, для глубины более характерно квазидвухлетнее колебание.
Учитывая условие формирования ХПС в зимний сезон, можно предположить, что летние ХПС в Камчатском проливе связаны с ледовитостью или Берингова, или Охотского морей, но таких связей даже на качественном уровне не обнаружено (рис. 7), не были обнаружены и связи с различными климатическими индексами (в процессе обработки данных проводились такие сравнения).
2002 г. Июнь
2003 г. Июль
2004 г. Август
х
Я
ю £
2005 г. Июнь
2006 г. Июль
2008 г. Июль
¿3
0 50
^^ - 1
100 0 50 100
2 Расстояние от камчатского склона, км
Рис. 6. Температура воды на океанологическом разрезе "Камчатский пролив" летом: 1 — холодные подповерхностные воды с температурой ниже 1,0 °С; 2 — теплые промежуточные воды с температурой выше 3,5 °С
Fig. 6. Water temperature on the section across the Kamchatka Strait in summer: 1 — cold subsurface layer with the temperature < 1.0 oC; 2 — warm intermediate layer with the temperature > 3.5 °C
Совпадение тренда температуры воды осенью и обратного хода ледовитости Охотского моря скорее случайное, чем закономерное, и делать каких-либо выводов из этого не следует.
Теплый промежуточный слой (ТПС), расположенный ниже вторичного высокоградиентного слоя, имеет температуру воды выше 3,5 оС, соленость в пределах 33,8-34,1 psu. Его нижней границей принято считать глубину минимальной
2003 ноябрь
2005 октябрь
2006 октябрь
а н и
Ю £
-1000100 0 50 100 Расстояние от камчатского склона, км
2007 октябрь
2008 октябрь
^^ - 1
а н
и у
ё ..... .......
Рис. 7. Температура воды на океанологическом разрезе "Камчатский пролив" осенью: 1 — холодные подповерхностные воды с температурой ниже 1,0 °С; 2 — теплые промежуточные 100 0 50 100 воды с температурой выше
Расстояние от камчатского склона, км 3,5 °С
Fig. 7. Water temperature on the section across the Kamchatka Strait in autumn: 1 — cold subsurface layer with the temperature < 1.0 oC; 2 — warm intermediate layer with the temperature > 3.5 °C
концентрации растворенного кислорода — приблизительно 800 м. Характеристики ядра ТПС зависят от качества поступающих тихоокеанских вод. Последние в Беринговом море меняются слабо, вторичный пикноклин препятствует активному вертикальному водообмену, основные свои черты воды ТПС сохраняют вплоть до выхода из моря через Камчатский пролив. Отдельные синоптические вихри могут изменить характеристики ТПС локальных районов, но не всего моря.
Если принять ТПС в пределах 3,5 °С, то его толщина составляет 200-220 м (см. рис. 6, 7), но в теплые для ТПС годы она увеличивается до 300-350 м.
1998 2000 2002 2004 2006 2008
40 -35 -
s —t— Бе p. 70 s
о 5
X О
30 о
ш 3s 50 о з?
о о
S £
4 ч
20 - 30
1998 2000 2002 2004 2006 2008
Рис. 8. Изменчивость параметров холодного промежуточного слоя летом и осенью и ледовитости Берингова и Охотского морей
Fig. 8. Parameters of the cold subsurface layer in summer (dark line) and autumn (grey line) and ice cover area in the Bering and Okhotsk Seas
Синхронное изменение температуры и солености летом и осенью (рис. 9) свидетельствует об их внутригодовой инерционности. Межгодовые различия, по всей видимости, закладываются в холодное полугодие, когда свойства тихоокеанских вод в проливах (в проливах ядро ТПС поднято на 100-150 м, Гидрометеорология ..., 1999) могут заметно изменяться при различных синоптических условиях.
Рис. 9. Изменчивость параметров ядра теплого промежуточного слоя и расхода воды в Камчатском проливе в слое 0-1000 м летом и осенью
Fig. 9. Parameters of the warm intermediate layer and water transport through the Kamchatka Strait (0-1000 m layer) in summer (dark line) and autumn (grey line)
Тренд повышения температуры как летом, так и осенью однозначно связан с потеплением в северо-восточной части Тихого океана (зал. Аляска), откуда воды течениями поступают к Алеутским островам. Скорость повышения температуры в рассматриваемые годы составила 0,22 оС/год, что выше, чем во второй половине 20-го века, — 0,009-0,013 0С/год (Рогачев, Шлык, 2008). Наиболее заметное потепление ТПС произошло с 2003 по 2005 г., когда летом температура повысилась на 0,06 °С, а осенью — на 0,14 °С. К 2008 г. температура в ядре ТПС достигла рекордных значений — 3,84-3,85 °С. Соленость в эти годы понизилась, т.е. наблюдается обратный по сравнению с температурой межгодовой ход. В целом графики демонстрируют связанность параметров между собой, в особенности глубины и солености.
Графики на рис. 9 показывают слабую сезонность температуры и солености ТПС в течение теплого полугодия, за исключением двух смежных лет, 2005 и 2006, когда осенняя температура превосходила летнюю, а соленость, наоборот, летом была выше, чем осенью. Следует заметить, что в эти годы интенсивность Камчатского течения осенью понижалась, тогда как в обычные годы усиливалась. Пока этому нет объяснений, так же как и объяснений сезонного различия температуры и солености в такие годы. Возможно, осеннее понижение расхода воды носит временный характер и связано с особенностью сезонной перестройки в атмосфере в 2005 и 2006 гг., к примеру сменой муссонов. К зиме, скорее всего, скорости возрастут и превысят летние, а температура относительно летней будет пониженной.
В табл. 2 представлены суммарные расходы воды в Камчатском проливе летом и осенью относительно 500, 1000, 1500 м. Соотношение расходов между слоями 0-500 м и 0-1500 м практически прямолинейное (рис. 10), разница между ними приблизительно 4-кратная. Закономерности межгодовых изменений в последние 10 лет в слоях 0-500 и 0-1500 м практически совпадают. С 1999 г. в обоих слоях расходы увеличивались и к 2005 г. достигли максимума (соответственно 1,95 и 6,62 Св летом), а затем в течение 3 лет произошло небольшое уменьшение.
Из сказанного следует, что в пе-Таблица 2 риод наибольшей активности водооб-Расход воды в Камчатском проливе летом мена в 1960-1980 гг. расход воды в на юг в различных слоях, Св Камчатском проливе в слое 0-1500 м
Sthd t t t th Tahble 2 мог составить 10-15 Св, что согласи s°utwar wate^ transport . troug суется с расчетами Отани (Ohtani, the Kamchatka Strait tor certain layers, Sv £ . о ^ —-^ -^ -^тт;^— 1970) — 8-13 Св — и Оверленда с
соавторами (Overland et al., 1994) — 15 Св. По расчетам В.С. Арсеньева (1967) полный расход от поверхности до дна составляет 20 Св, а Г.Г. Пантелеева с соавторами (Panteleev et al., 2006) — 24 Св. Эти цифры вполне реальны для периода сильного водообмена, в периоды слабого водообмена, как в настоящее время, полный расход составляет 6-12 Св.
Год 0-500 м 0-1000 м 0-1500 м
1999 0,15 1,74 3,37
2000 0,85 2,10 1,65
2001 1,35 3,56 5,18
2002 1,60 3,82 5,35
2003 1,40 3,88 6,06
2004 1,31 3,01 4,81
2005 1,95 5,11 6,62
2006 1,76 4,64 6,61
2007 - - -
2008 1,41 3,55 4,74
Заключение
По расходу воды в слое 0-500 м Камчатское течение с 1950 г. до середины 1960-х гг. было слабым, затем последовало его усиление в 1970-1980-е гг. С начала 1990-х гг. течение становится слабым, с минимальным расходом воды в конце 20-го века.
Рис. 10. Соотношение расходов воды между слоями 0-500 м и 0-1500 м Fig. 10. Ratio of water transport through the Kamchatka Strait for the layers 0-500 and 01500 m
Расход воды в слое 0-500 м, Св
В экстремальные годы интенсивность Камчатского течения связана с положением Алеутского минимума в марте-мае. При восточном положении расход Камчатского течения ниже 1,0 Св, при западном и смешанном положении превышает 3,5 Св.
В 21-м веке температура воды в ХПС повышалась до 2004 г., затем следовало резкое понижение к 2006 г. и слабое потепление в течение последних двух лет. Осенью наблюдался постепенный рост температуры.
Температура воды в ТПС летом и осенью в 21-м веке повышалась.
Полный расход Камчатского течения в период его интенсификации (19601970 гг.) составляет 20-25 Св, в период ослабления — 6-12 Св.
Список литературы
Арсеньев В.С. Течения и водные массы Берингова моря : монография. — 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. — 2005. — Вып. 2. — С. 67-84.
Басюк Е.О., Хен Г.В., Ванин Н.С. Изменчивость океанологических условий Берингова моря в 2002-2006 гг. // Изв. ТИНРО. — 2007. — Т. 151. — С. 290-311.
Гидрометеорология и гидрохимия морей. Проект "Моря". — Гидрометеоиз-дат, 1999. — Т. 10: Берингово море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. — 300 с.
Лучин В.А. Термический режим вод дальневосточных морей (Японского, Охотского, Берингова) : дис. ... д-ра геогр. наук. — Владивосток, 2008. — 319 с.
Радченко В.И. Состав, структура и динамика нектонных сообществ эпипелагиали Берингова моря : автореф. ... канд. биол. наук. — Владивосток, 1994. — 24 с.
Рогачев К.А., Шлык Н.В. Распад Аляскинского течения на Алеутские вихри и рост температуры в западной Субарктике Тихого океана // Вестн. ДВО РАН. — 2008. — № 6. — С. 99-102.
Хен Г.В. Основные закономерности многолетних изменений ледового покрова Охотского и Берингова морей // Комплексные исследования экосистемы Охотского моря. — М. : ВНИРО, 1997. — С. 64-67.
Хен Г.В., Басюк Е.О., Сорокин Ю.Д. и др. Термические условия на поверхности Берингова и Охотского морей в начале 21-го века на фоне полувековой изменчивости // Изв. ТИНРО. — 2008. — Т. 153. — С. 254-263.
Khen G.V. Oceanographic conditions and Bering Sea biological productivity // Proc. Intern. Sympos. Biol. Walley. Pollock. — Fairbanks, Alaska, 1989. — P. 79-89.
Khen G.V. and Basyuk E.O. Oceanographic Conditions of the Bering Sea in BASIS // NPAFC Technical Report. — 2004. — № 6. — P. 21-23.
Kovalik Z. Bering Sea tides // Dynamic of the Bering Sea / eds T.S. Loughlin, K. Ohtani. — 1999. — P. 93-128.
Ohtani K. Relative transport in the Alaskan Stream in winter // J. Oceanogr. Soc. Jpn. — 1970. — Vol. 26. — P. 271-282.
Overland J.E., Spillane M.C., Hurlburt H.E. and Wallcraft A.J. A numerical study of the circulation of the Bering Sea basin and exchange with the North Pacific Ocean // J. Phys. Oceanogr. — 1994. — Vol. 93. — P. 15,619-15,637.
Panteleev G.G., Stabeno P., Luchin V.A. et al. Summer transport estimates of the Kamchatka Current devired as a variational inverse of hydrophysical and surface drifter data // Geophys. Res. Letters. — 2006. — Vol. 33. — Lo9609, doi: 10.1029/2005GL024974.
Read R.K., Khen G.V., Stabeno P.J. and Verkhunov A.V. Water properties and flow over the deep Bering Sea basin, summer 1991 // Deep-Sea Res. — 1993. — Vol. 40, № 11/12. — P. 2325-2334.
Verkhunov A.V. and Tkachenko Y.Y. Recent observation of variability in the western Bering Sea current system // J. Geophys. Res. — 1994. — Vol. 97. — P. 14,369-14,376.
Поступила в редакцию 23.03.09 г.
