Научная статья на тему 'Изменчивость термохалинного состояния придонных вод северной части Охотского моря'

Изменчивость термохалинного состояния придонных вод северной части Охотского моря Текст научной статьи по специальности «Рыбное хозяйство. Аквакультура»

CC BY
54
10
Поделиться
Ключевые слова
Охотское море / придонная температура и соленость / ядра холода / межгодовая изменчивость / Okhotsk Sea / Water temperature / Salinity / Cold patch / interannual variability

Аннотация научной статьи по рыбному хозяйству и аквакультуре, автор научной работы — Фигуркин Александр Леонидович

Анализируются характеристики придонных вод северной части Охотского моря на изобатах 50-500 м, полученные в весенних и осенних съемках 1985-2010 гг. Рассчитаны аномалии площади ядер холода, температура и соленость, осредненные по участкам шельфа, показатели продукции плотных донных шельфовых вод. Значительную роль в межгодовой изменчивости режима донных вод северо-западного района и зал. Шелихова играют различия в объемах солей, выделяемых при льдообразовании, что связано с отжимными ветрами и полыньями. Самая низкая соленость донных вод шельфа зимой отмечается в западнокамчатском и тауйском районах. Низкая соленость в тауйском районе формируется в результате накопления поверхностных вод в месте конвергенции вод северной ветви ЗКТ со встречным Северо-Охотским противотечением, которое в наиболее суровые зимы вовлекает в движение с запада на восток воды всего северного шельфа. Показано, что постепенное сползание плотных вод к внешнему шельфу и по склону ежегодно формирует сезонную "волну холода", наблюдаемую у дна до изобат 300-500 м, а также в промежуточной толще 200-500 м центральной части моря. Отмечено, что в последние годы нарушилась ранее тесная обратная корреляция многолетнего хода площади льда и температуры вод деятельного слоя: после малоледовитых зим 2004-2010 гг. наблюдались низкое теплосодержание и высокая продукция плотных донных шельфовых вод. По температуре вод слоя 500-1000 м установлено, что адвекция тихоокеанских вод после 2001 г. была преимущественно на уровне средних значений и не могла быть причиной уменьшения площади ледяного покрова. Сделано предположение, что малая площадь ледяного покрова Охотского моря в 2004-2010 гг., определяемая положением кромки, не отражала действительные объемы формировавшегося льда. Помимо глобального процесса сокращения площади ледяного покрова арктических и прилегающих морей, уменьшению ледяного покрова Охотского моря способствовали локальные факторы, связанные с активизацией циклонической деятельности над северной частью моря в холодную половину последних лет: ослабление морозов; интенсивное разрушение формирующихся ледяных полей и увеличение их сплоченности при сокращении доли северных и увеличении доли южных ветров.

Temperature and salinity at the sea bottom at the depth 50-500 m in the northern part of the Okhotsk Sea are analyzed on the data obtained in spring and autumn of 1985-2010. Year-to-year changes are considered for the extension of cold-water patches, for the values of temperature and salinity averaged for the upper, middle, and external zones of shelf in five standard areas, and for production of dense shelf bottom water. Variability of these parameters in the north-western region and in the Shelikov Bay depended considerably on volume of salt discharge during the sea ice formation under the influence of off-shore winds and polynyas. "Cold wave" of the dense water downward the continental slope was observed in late autumn winter at the bottom to the depth 300-500 m and in the layer 200-500 m in the central part of the Sea. On the contrary, the bottom waters of low salinity were observed at western Kamchatka and at the Tauyskaya Bay in spring because of the downwelling in the convergence zone on the periphery of the West Kamchatka Current. Temperature at the sea bottom usually correlated well with the ice cover of the Okhotsk Sea but this negative correlation was broken recently: after low-ice winters of 2004-2010, the temperature was low and production of dense water was high. Reasons of the low ice cover in these years are analyzed. There is concluded that this anomaly was not reasoned by active advection of the Pacific waters, so far as water temperature in the 500-1000 m layer was stably normal after 2001. Hence, the sea ice production is supposed rather high in 2004-2010, in spite of the low ice cover that does not correspond to really produced volumes of ice because of local factors caused by heightened cyclonic activity, as easing of frosts, ice fields destruction, and compacting of ice by frequent southern and eastern winds. The ice cover reduction in the Okhotsk Sea in recent years conforms to global tendency, well-known for the Arctic Ocean.

Похожие темы научных работ по рыбному хозяйству и аквакультуре , автор научной работы — Фигуркин Александр Леонидович,

Текст научной работы на тему «Изменчивость термохалинного состояния придонных вод северной части Охотского моря»

2011

Известия ТИНРО

Том 166

УДК 551.46.062.5(265.53)

А.Л. Фигуркин*

Тихоокеанский научно-исследовательский рыбохозяйственный центр, 690091, г. Владивосток, пер. Шевченко, 4

ИЗМЕНЧИВОСТЬ ТЕРМОХАЛИННОГО СОСТОЯНИЯ ПРИДОННЫХ ВОД СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО МОРЯ

Анализируются характеристики придонных вод северной части Охотского моря на изобатах 50-500 м, полученные в весенних и осенних съемках 19852010 гг. Рассчитаны аномалии площади ядер холода, температура и соленость, осредненные по участкам шельфа, показатели продукции плотных донных шель-фовых вод. Значительную роль в межгодовой изменчивости режима донных вод северо-западного района и зал. Шелихова играют различия в объемах солей, выделяемых при льдообразовании, что связано с отжимными ветрами и полыньями. Самая низкая соленость донных вод шельфа зимой отмечается в западнокамчатс-ком и тауйском районах. Низкая соленость в тауйском районе формируется в результате накопления поверхностных вод в месте конвергенции вод северной ветви ЗКТ со встречным Северо-Охотским противотечением, которое в наиболее суровые зимы вовлекает в движение с запада на восток воды всего северного шельфа. Показано, что постепенное сползание плотных вод к внешнему шельфу и по склону ежегодно формирует сезонную "волну холода", наблюдаемую у дна до изобат 300-500 м, а также в промежуточной толще 200-500 м центральной части моря. Отмечено, что в последние годы нарушилась ранее тесная обратная корреляция многолетнего хода площади льда и температуры вод деятельного слоя: после малоледовитых зим 2004-2010 гг. наблюдались низкое теплосодержание и высокая продукция плотных донных шельфовых вод. По температуре вод слоя 500-1000 м установлено, что адвекция тихоокеанских вод после 2001 г. была преимущественно на уровне средних значений и не могла быть причиной уменьшения площади ледяного покрова. Сделано предположение, что малая площадь ледяного покрова Охотского моря в 2004-2010 гг., определяемая положением кромки, не отражала действительные объемы формировавшегося льда. Помимо глобального процесса сокращения площади ледяного покрова арктических и прилегающих морей, уменьшению ледяного покрова Охотского моря способствовали локальные факторы, связанные с активизацией циклонической деятельности над северной частью моря в холодную половину последних лет: ослабление морозов; интенсивное разрушение формирующихся ледяных полей и увеличение их сплоченности при сокращении доли северных и увеличении доли южных ветров.

Ключевые слова: Охотское море, придонная температура и соленость, ядра холода, межгодовая изменчивость.

Figurkin A.L. Variability of temperature and salinity for bottom waters in the northern Okhotsk Sea // Izv. TINRO. — 2011. — Vol. 166. — P. 255-274.

Temperature and salinity at the sea bottom at the depth 50-500 m in the northern part of the Okhotsk Sea are analyzed on the data obtained in spring and

* Фигуркин Александр Леонидович, кандидат географических наук, заведующий сектором, e-mail: figurkin@tinro.ru.

autumn of 1985-2010. Year-to-year changes are considered for the extension of cold-water patches, for the values of temperature and salinity averaged for the upper, middle, and external zones of shelf in five standard areas, and for production of dense shelf bottom water. Variability of these parameters in the north-western region and in the Shelikov Bay depended considerably on volume of salt discharge during the sea ice formation under the influence of off-shore winds and polynyas. «Cold wave» of the dense water downward the continental slope was observed in late autumn — winter at the bottom to the depth 300-500 m and in the layer 200500 m in the central part of the Sea. On the contrary, the bottom waters of low salinity were observed at western Kamchatka and at the Tauyskaya Bay in spring because of the downwelling in the convergence zone on the periphery of the West Kamchatka Current. Temperature at the sea bottom usually correlated well with the ice cover of the Okhotsk Sea but this negative correlation was broken recently: after low-ice winters of 2004-2010, the temperature was low and production of dense water was high. Reasons of the low ice cover in these years are analyzed. There is concluded that this anomaly was not reasoned by active advection of the Pacific waters, so far as water temperature in the 500-1000 m layer was stably normal after 2001. Hence, the sea ice production is supposed rather high in 20042010, in spite of the low ice cover that does not correspond to really produced volumes of ice because of local factors caused by heightened cyclonic activity, as easing of frosts, ice fields destruction, and compacting of ice by frequent southern and eastern winds. The ice cover reduction in the Okhotsk Sea in recent years conforms to global tendency, well-known for the Arctic Ocean.

Key words: Okhotsk Sea, water temperature, salinity, cold patch, interannual variability.

Введение

Благодаря исследованиям T.T. Винокуровой (1965, 1972), К.В. Морошкина (1966), В.И. Чернявского (1973), Kitani (1973), И.В. Давыдова (1975), уже в 19601970-х гг. сложились основные представления о характеристиках придонных вод шельфа Охотского моря, о значительных межгодовых различиях условий, определяемых степенью зимнего выхолаживания и внутриводной адвекцией тепла. Большое прикладное значение имели работы В.И. Чернявского (1973, 1984, 1992), разработавшего систему классификации и метод прогноза термического режима вод деятельного слоя важнейших промысловых районов Охотского моря по площади "ядер холода" — экстремально холодных участков вод, сформированных зимним охлаждением и наиболее долго сохраняющих свои характеристики.

Регулярные съемки, проводимые судами ТИНРО-центра в северной части Охотского моря (с применением с 1987 г. океанологических CTD-зондов, регистрирующих температуру и соленость с дискретностью менее 1 м по вертикали), привели к накоплению большого массива новых данных по структуре и характеристикам придонного слоя вод не только шельфа, но и верхней части склона.

Целью работы был анализ сезонного и межгодового хода термохалинных характеристик придонных вод на изобатах 50-500 м в последние четверть века, интересный и для оценки условий обитания придонных объектов, и для понимания, как проявляются в донных водах северной части Охотского моря изменения глобального климата.

Материалы и методы

Были проанализированы данные регулярных площадных съемок (рис. 1) северной части моря: исследования в районах нереста минтая в апреле-мае 19852010 гг. (до изобат 500-1000 м) и съемки в местах нагула сельди и минтая в октябре-ноябре 1993-2009 гг. (до изобат 300-500 м).

В отличие от Т.Т. Винокуровой (1965, 1972) и В.И. Чернявского (1973, 1984, 1992), использовавших термин "ядра холода" (ЯХ) для акваторий с наиболее низкой температурой холодного подповерхностного слоя, мы использовали

это понятие только для самой нижней части сформированных зимним охлаждением вод, что лежит непосредственно на дне.

Рис. 1. Стандартная схема станций весенних (квадраты) и осенних (треугольники) съемок Охотского моря, трансо-хотоморский разрез (эллипс), выделены условные границы 5 районов шельфа и трех участков Курильской котловины (названия см. в тексте)

Fig. 1. Scheme of standard surveys in the Okhotsk Sea in spring (squares)

and autumn (triangles); standard cross-sea section is shown by ellipse; five areas of shelf and three areas of the Kuril Basin are separated by dotted lines

Подсчет характеристик придонных вод ЯХ: аномалий их площади, средней температуры и солености — выполнялся для интервалов изобат 50-100 м, 100150 м, 150-200 м в каждом из 5 условных районов шельфа, указанных на рис. 1 (СЗ — северо-западный, СОХ — североохотский, Тауй — тауйский, ЗК — за-паднокамчатский районы, ЗШ — зал. Шелихова).

За величину аномалии площади ядер холода в весенний период принималась площадь вод, заключенных между изотермой Тдно = -1,5 °С в конкретном году и ее среднемноголетним положением на внешней границе вод ядра (положение его прибрежной границы часто оставалось неизвестным из-за ледовых полей и принималось неизменным).

К плотным донным водам шельфа в зимне-весенний период относились воды с соленостью > 33,2 %о и температурой < -1,5 °С; в летне-осенний период остатками таких вод считались воды с соленостью > 33,2 % и температурой < -1,0 °С. В качестве показателей подсчитывались высота (толщина, м) слоя вод с соответствующими характеристиками и их средняя по вертикали соленость.

Для объяснения возможных причин межгодовой изменчивости донных условий привлекалась информация об относительной площади ледяного покрова как косвенного показателя интенсивности выхолаживания толщи моря через его поверхность (Плотников, 2002; Жигалов, Лучин, 2006; Фигуркин, 2006). Данные о сплоченности льда Охотского моря и о температуре воздуха получены на сайте http://www.cdc.noaa.gov/cdc/data.

Поскольку воды теплого промежуточного слоя (ТПС) в Охотском море имеют тихоокеанское происхождение (Баталин, Васюкова, 1960; Леонов, 1960; Мо-рошкин, 1966; Супранович, 1970; Чернявский, 1981; The Okhotsk Sea ..., 1995; Лучин и др., 1998), в качестве индикаторов интенсивности их поступления в море через проливы рассчитывались средняя температура толщи 500-1000 м и параметры ядра ТПС. Расчет выполнялся для трех участков Курильской котловины (ЮКК — южного, ЦКК — центрального, СКК — северного), находящихся под влиянием проливов соответственно южной, центральной и северной части гряды, а также для центрального (47-51° с.ш.) участка внутренней глубоководной части моря. Наиболее длительный ряд показателей состояния ТПС получен при обработке наблюдений на трансохотоморском разрезе (с 1975 по 1987 г.

выполнявшихся преимущественно судами ДВНИГМИ, с 1989 по 2010 г. — судами ТИНРО-центра).

Результаты и их обсуждение

На рис. 2 приведены среднемноголетние месячные значения придонной температуры на изобатах от 50 до 1000 м, полученные по массиву всех данных по 2009 г. включительно.

135 140 145 150 155 160 140 145 150 155 160

Рис. 2. Среднемноголетние (1949-2009 гг.) месячные значения придонной температуры, °C. Затонированы отрицательные значения, жирной линией выделены изотермы -1,50 и -1,75 °С, пунктиром нанесены изобаты 500 и 1000 м

Fig. 2. Monthly mean temperature at the sea bottom, °C for 1949-2009

Весной в северо-западной части моря до трети площади дна занято водами с температурой, близкой к нижнему возможному пределу, т.е. к температуре замерзания морской воды (это -1,88 > т < -1,74 °С для охотоморских вод с соленостью 32-34 %о). На изобатах 50-100 м отрицательная температура придонных вод наблюдается не менее полугода, в северо-западной части моря на изобатах 100-200 м она сохраняется почти весь год.

В северо-западном, североохотском районах и в зал. Шелихова воды в зонах минимума донных температур с января по сентябрь характеризовались также и повышенными значениями солености (> 33,2 %, рис. 3). Величина солености 33,2 % взята не случайно — это предельное значение, которое можно получить только за счет термической конвекции — полным перемешиванием вод толщи 0-200 м с осенней стратификацией солености в любой точке Охотского моря, кроме зоны течения Соя (Kitani, 1973). Более высокие значения придонной солености (33,2-34,2 %о), фиксируемые весной на шельфе, могли бы быть результатом подъема склоновых вод с нижележащих горизонтов, но тогда они имели бы и более высокую температуру, а значения солености придонных вод выше 33,2 % при температуре < -1,5 °С являются результатом выжимания рассола из формирующегося морского льда и накопления его у дна в виде линз переохлажденных вод с высокой соленостью и плотностью (26,6-26,9). Образующиеся плотные донные воды шельфа ("cold saline bottom water", термин Kitani) хорошо распознаются на TS-профилях, где они характеризуются расхождением кривых: температуры — в сторону предельного уменьшения (до температуры замерзания), солености — в сторону увеличения, так называемый придонный галоклин (Гла-дышев, 1998).

Рис. 3. Среднемноголетние значения придонной солености (1949-2009 гг.), %

Fig. 3. Monthly mean salinity at the sea bottom, % for 1949-2009

Из года в год наиболее быстрое разрушение донных ядер холода наблюдается в районах, известных сильным приливным перемешиванием (Kitani, 1973; Чернявский, 1992; Kovalik, Polyakov, 1997): к концу июля разрушаются ЯХ вдоль камчатских берегов зал. Шелихова, вдоль п-ова Тайгонос и на участке от Ямских островов до зал. Бабушкина. В июле-августе становятся положительными придонные температуры на изобатах менее 100 м в шантарском районе и на изобатах менее 50 м Сахалинского залива.

Отмечено, что сезонное сокращение границ ядер холода со стороны берега идет быстрее, чем с мористой стороны. Следовательно, в теплую половину года в большинстве районов адвекция тепла водами из глубоководных областей играет меньшую роль в разрушении ЯХ, чем прогрев вод за счет турбулентного теплообмена с атмосферой, который усиливается в направлении берегов. Ускоренному распространению тепла на верхней части шельфа способствует и более раннее установление вдольбереговой циклонической циркуляции за счет прогрева и опреснения вод прибрежного пояса. Вместе с тем трудно отрицать, что меньшая площадь и более высокая скорость разрушения ядер холода восточной части моря являются результатом более интенсивного переноса тепла ветвями Западно-Камчатского течения из глубоководной части моря.

В сентябре-октябре скорость разрушения ядер холода многократно увеличивается благодаря развитию термической конвекции и интенсификации общей циклонической циркуляции вод Охотского моря: последнему максимально способствует складывающаяся к осени плотностная стратификация вод и осенне-зимний ветровой режим (Лучин, 1987). На начальном этапе термической конвекции на изобатах среднего шельфа 50-110 м происходит быстрый рост придонной температуры (за счет передачи тепла от верхних к донным слоям), и в октябре-ноябре отмечается максимум в ее годовом ходе (в среднем до 1,53,5 °С в восточной части моря и до 0,5-1,5 °С в западной). На изобатах, которые занимают ЯХ весной (110-160 м), максимум в годовом ходе придонной температуры отмечается в ноябре-декабре. Соответственно по средне-многолетним срокам процесс разрушения ЯХ в северо-западном районе и в зал. Шелихова достигает максимума в конце ноября, в остальных районах — в декабре. Последующее охлаждение поверхностных вод до температуры замерзания, льдообразование и развитие соленостной конвекции приводят уже к понижению придонной температуры и росту площади ядер холода, продолжающемуся до марта-мая.

На рис. 4 показан многолетний ход аномалий площади ядер холода весной 1985-2010 гг. в 5 районах шельфа (аномалии считались положительными, когда внешняя граница шельфовых вод с температурой < -1,5 °С наблюдалась мористее своего среднемноголетнего положения).

V? в4

л

г

и о

г S

а о

п

0J

«=3

Рис. 4. Аномалии площади ядер холода весной 1985-2010 г. в 5 условных районах шельфа и средняя за январь-апрель площадь ледового покрова Охотского моря

Fig. 4. Anomalies of the cold patches extension (sq. mile) at the sea bottom in the five shelf areas in spring; the ice cover of the Okhotsk Sea (%) averaged for January-April

Наиболее значительно год от года весной изменялась величина площади ЯХ в североохотском районе, самой стабильной она была в тауйском районе. Во всех районах в многолетнем ходе наблюдались уменьшение весенних значений площади ЯХ в период 1985-1997 гг. (с минимумом в 1997 г.) и увеличение площадей в 1998-2002 гг. (наиболее выраженное в западных районах), что неплохо согласуется с известными изменениями хода ледовитости Охотского моря. В последние 6-7 лет во всех районах величина площади ядер холода была выше средних значений, притом что годы с 2004 по 2010 характеризовались как малоледовитые (рис. 4).

Из данных табл. 1 среднемноголетних значений придонной температуры и солености, рассчитанных по материалам съемок в апреле-мае 1985-2010 гг., видно, что в среднем за все годы самая низкая температура и самая высокая соленость вод фиксировались в северо-западном районе, далее по этим параметрам следуют североохотский район и зал. Шелихова.

Таблица 1

Среднемноголетние значения придонной температуры и солености на шельфе Охотского моря в апреле-мае 1985-2010 гг.

Table 1

Mean temperature (°С) and salinity (%o) at the sea bottom in April-May of 1985-2010 averaged for the five shelf regions

Параметр Изобаты, м СЗ СОХ Район шельфа Тауй ЗШ ЗК

50-100 -1,31 -0,88 -1,45 -1,27 -0,64

Тдно, оС 100-150 -1,63 -1,56 -1,52 -1,30 -0,21

150-200 -1,40 -1,14 -1,08 -0,99 0,36

Sдно, %% 50-100 100-150 150-200 33,28 33,36 33,34 33,19 33,26 33,19 32,93 32,99 33,09 33,19 33,21 33,18 32,89 32,98 33,11

В трех районах (северо-западном, североохотском и зал. Шелихова) даже сред-немноголетние значения солености на изобатах ядер холода были выше 33,2 %о. Фактические условия после целого ряда зим были еще более суровыми (рис. 5): на отдельных станциях соленость на изобатах ядер холода 100-150 м нередко превышала 33,5 % (доходя до 33,7 %) при температуре -1,50...-1,88 °С, т.е. была сформирована осолонением при льдообразовании.

h и О X <и

О

U

Рис. 5. Ход температуры и солености на изобатах ядер холода весной 1985-2010 гг.: в районе СЗ на изобатах 100-150 м (Тсз, Sc3); в районе ЗШ на изобатах 50-100 м (Тзш, S3rn); в районе Тауй на изобатах 100-150 м (Тт, S^

Fig. 5. Temperature and salinity at the sea bottom in spring, averaged for bathymétrie zones corresponded to the cold core: 100-150 m for the northwestern area (Тсз, Scз) and the area at the Taujskaya Bay (Тт, S^ and 50-100 m for the Shelikhov Bay (Тзш, Sзш)

На шельфе западной Камчатки у дна отмечались самые высокие значения температуры и самая низкая соленость вод ядра холода (высокая температура

объясняется близостью Западно-Камчатского течения). Расположение минимума температуры на западнокамчатском шельфе в прибрежном поясе и на изобатах 50-100 м, а не на 100-150 м, как в других районах, видимо, связано с более ранними сроками выполнения работ.

Особенность ядра холода в тауйском районе — низкая соленость его вод по всей ширине шельфа при достаточно сильном охлаждении (холоднее, чем, например, в зал. Шелихова, а соленость меньше на 0,1-0,3 %о).

Из анализа коэффициентов корреляции многолетнего хода весенних значений придонной температуры и значений солености можно заключить следующее:

— согласованность межгодовых изменений придонной температуры с изменениями солености на изобатах ядра холода увеличивалась с востока запад;

— согласованность многолетнего хода придонной солености в соседних районах характеризовалась более высокими коэффициентами корреляции, чем ход температуры;

— в каждом из районов отмечались годы, когда ход температуры был явно противофазен ходу солености (рис. 5), подчиняясь правилу: чем интенсивнее процесс формирования плотных высокосоленых донных вод шельфа, тем ниже их температура. В северо-западном районе и в зал. Шелихова противофазность хода температуры и солености подтверждалась невысокими, но значимыми коэффициентами корреляции № = -0,4...-0,5) и в целом за весь исследуемый период.

Из приведенных фактов следует, что в северо-западном, североохотском районах и в зал. Шелихова важнейшим фактором, определяющим изменчивость температуры и солености придонных вод, является интенсивность формирования плотных шельфовых вод (осолонение при льдообразовании).

Придонные условия тауйского шельфа формируются как фронтальная зона, где в зимне-весенний период вершина вод северной ветви Западно-Камчатского течения взаимодействует со встречным Северо-Охотским противотечением, которое в наиболее суровые зимы вовлекает в движение с запада на восток воды всего северного шельфа (Фигуркин, 2002, 2004, 2008; Хен и др., 2002; Жигалов, Лучин, 2010). В результате конвергенции течений на шельфе тауйского района по всей толще накапливаются и заглубляются до дна холодные поверхностные воды относительно невысокой солености (остатки поверхностных распреснен-ных вод летне-осенней модификации и результат таяния в этом относительно теплом районе льда, выносимого от берегов). Местоположение и конфигурация зоны распреснения позволяют уточнить картину течений, в том числе западный предел распространения вод северной ветви на северо-охотский шельф.

Ряд по придонной температуре и солености в осенний период (сентябрь-ноябрь) получился короче: относительно регулярные съемки шельфа и верхнего склона всей северной части моря начали выполняться с 1997 г. (рис. 6). Пропуски в наблюдениях, а главное — существенная для осенних съемок зависимость придонной температуры от конкретных сроков их выполнения затрудняют возможность количественной оценки степени преемственности (тесноты связи) весенних и осенних термических условий. Отметим, что в период до 2001 г. для большей части акватории (северо-западный, североохотский и западнокамчатс-кий районы) было характерно сохранение к осени того же типа термического режима, что и весной.

За последние 9 лет (2002-2010 гг.) придонная температура весной на изобатах 50-100 и 100-150 м была преимущественно ниже среднемноголетних значений: в районах СЗ, Тауй и ЗШ — в 100-75 % случаев, в районах ЗК и СОХ — в 75-50 %. К осени в эти годы температура оставалась ниже нормы лишь в 30-40 % случаев, кроме того, в большинстве районов в ряду осенних данных в период с 2000 по 2008 г. отчетливо прослеживалась тенденция на увеличение придонной температуры, т.е. в 2000-2008 гг. поступление тепла в толщу шель-

Рис. 6. Придонная температура в октябре-ноябре 1993-2010 гг. на изобатах 50100, 100-150 и 150-200 м в условных районах: А — северо-западный; Б — западнокам-чатский; В — тауйский; Г — зал. Шелихова

Fig. 6. Temperature at the sea bottom (°C) in October-November, averaged in bathymétrie zones 50-100, 100-150, and 150-200 m for the northwestern area (A); West-Kamchatka area (Б); the area at the Taujskaya Bay (В); and Shelikov Bay (Г)

фовых вод от весны к осени и величина роста придонной температуры были выше, чем в 1993-1999 гг.

Расчет среднемноголетних значений (табл. 2) по интервалам изобат и районам показал, что осенью воды с отрицательными значениями придонной температуры (до -1,0 °C) еще сохраняются в северо-западном и североохотском районах, в остальных районах обычно отмечается положительная температура (от 0,5 до 1,5 °C). Среднее многолетнее значение солености на изобатах от 50 до 150 м, среднее по акватории районов, к осени опускается ниже величины 33,2 %о.

Таблица 2

Среднемноголетние значения придонной температуры и солености на шельфе Охотского моря осенью (сентябрь-ноябрь)

Table 2

Mean temperature (°C) and salinity (%o) in the shelf regions in September-November for 1985-2010

Параметр Изобаты, м СЗ СОХ Район шельфа Тауй ЗШ ЗК

50-100 -0,19 0,40 1,43 1,55 1,52

Тдно, °С 100-150 -1,01 -0,65 1,15 0,97 1,29

150-200 -0,95 -0,67 0,56 0,76 1,31

Sдно, % 50-100 100-150 150-200 32,94 33,11 33,28 32,87 33,06 33,21 32,90 32,98 33,14 32,90 32,96 33,08 32,90 33,04 33,20

В большинстве районов от весны к осени отмечалось смещение очагов минимальных значений температуры от изобат среднего шельфа 100-150 м на изобаты внешнего шельфа 150-200 м. Значения солености выше 33,2 %о при отрицательной средней температуре также сохранялись лишь на внешнем шельфе северо-западного и североохотского районов.

Из данных табл. 3 видно, что увеличение придонной температуры от весны к осени (фактически это годовая амплитуда) происходит на всем шельфе: самое

значительное увеличение отмечалось в тауйском районе и зал. Шелихова, самое маленькое — в северо-западном и североохотском районах. В районах СЗ, СОХ и ЗШ соленость на изобатах 50-100 и 100-150 м от весны к осени уменьшалась на примерно одинаковую величину (0,3-0,2 %о). В тауйском районе, где ядро холода было сформировано холодными, но распресненными водами, соленость уменьшалась незначительно; в районе ЗК на изобатах 100-200 м отмечалось даже небольшое увеличение придонных значений солености от весны к осени. Отмеченные особенности сезонного изменения солености обусловлены постепенной интенсификацией Северо-Охотского течения и смещением на запад прибрежной части тауйского фронта, вдоль которого в зимне-весенний период сдерживались и накапливались воды с относительно низкой соленостью.

Таблица 3

Величина среднемноголетних изменений придонной температуры и солености от весны к осени на изобатах 50-100, 100-150 и 150-200 м в условных районах шельфа

Table 3

Mean range of temperature (°C) and salinity (%o) at the sea bottom between spring and autumn averaged in bathymetric zones 50-100, 100-150, and 150-200 m, by the shelf areas

Параметр Изобаты, м СЗ СОХ Район шельфа Тауй ЗШ ЗК

50-100 1,11 1,27 2,88 2,82 2,16

ДТдно, °С 100-150 0,62 0,91 2,67 2,26 1,50

150-200 0,45 0,47 1,64 1,75 0,95

ДБдно, %% 505 ООО 1 1 1 N2 н- нО Сл о ООО -0,34 -0,25 -0,07 -0,32 -0,20 0,02 -0,04 --0,01 0,05 - 0,29 0,25 0,09 0,01 0,06 0,09

На рис. 7 представлены примеры фактического изменения придонной температуры и солености от весны к осени в годы, когда выполнялись и весенняя, и осенняя съемки: в 1998 г. (одном из холодных) и в 2009 г. На изобатах шельфа 50-150 м (в некоторых районах 200 м) видно то же, что и по среднемноголетним данным: повышение температуры и уменьшение солености от весны к осени с ростом амплитуды сезонного изменения в направлении берега. Но на кромке шельфа и на верхней части склона фиксировались обширные области, где придонная температура от весны к осени уменьшалась (в отдельных очагах на 1-2 °С), а соленость увеличивалась (на 0,1-0,5 %о). Следует отметить, что подобная картина: своеобразная волна распространения холода и повышения солености от шельфа к склону — наблюдалась в каждом из 12 лет с двумя съемками и даже в рекордно теплом 1997 г.

На рис. 8 в качестве примера дано распределение высоты и средней солености слоя донных переохлажденных высокосоленых вод весной и осенью 1998 и 2009 гг.: высота придонного слоя вод с соленостью > 33,2 % и температурой < -1,5 °С весной, < -1,0 °С осенью.

Остатки высокосоленых холодных вод нередко сохраняются вплоть до нового зимнего охлаждения, причем в достаточно больших количествах, если к ним, как и весной, относить воды с соленостью > 33,2 %, но с несколько более высоким порогом температуры < -1,0 °С. Отчетливо видно, что весной и осенью основные массивы плотных вод расположены в сходных районах, при этом прослеживается тенденция перемещения ядра плотных донных вод от весны к осени на большие изобаты, т.е. отмеченный на рис. 7 процесс распространения волны холода от изобат 50-150 м в зимне-весенний период на изобаты 150-400 м осенью развивается не только за счет турбулентного теплообмена, но и за счет скатывания плотных холодных рассолов по склонам.

Рис. 7. Изменение придонных значений температуры (°С) и солености (%) от весны к осени (затонированы участки уменьшения температуры и увеличения солености). Пунктиром нанесены изобаты 100, 200 и 500 м

Fig. 7. Values of temperature (ДТ, °С) and salinity (ДБ, %%) at the sea bottom changes from spring to autumn in 1998 and 2009 (areas of temperature decreasing and salinity increasing are shaded)

Нами были рассчитаны среднемноголетние значения температуры и солености в слоях вод на трансохотоморском разрезе (см. рис. 1) для трех сезонов с условными временными границами: зимне-весенний (февраль-апрель), летний (июль-август) и осенний (октябрь-декабрь). Ниже дана математическая разница летних значений температуры минус весенние (табл. 4) и осенних минус летние (табл. 5).

Таблица 4

Величина изменения среднемноголетних значений температуры в слоях на 5 участках трансохотоморского разреза от весны к лету

Table 4

Mean differences of temperature between spring and summer, by water layers in certain parts of the standard cross-sea section

Слой, м ВС_шельф ВС_море Желоб ЗК_море ЗК_шельф

0-50 3,79 5,50 6,92 5,51 5,30

50-100 0,33 0,42 0,89 0,93 1,06

100-200 0,28 -0,10 0,07 0,23 0,31

200-300 0,07 -0,11 -0,02 -0,09 0,01

300-500 -0,12 -0,11 -0,04 -0,14 -0,03

500-800 Дно -0,05 -0,08 -0,07 Дно

800-1000 Дно 0,01 0,00 -0,05 Дно

1000-1200 Дно -0,02 0,00 -0,01 Дно

Примечание. Здесь и далее ВС_шельф — шельф и верхний склон восточного Сахалина (до 146° в.д.); ВС_море — склон восточного Сахалина (146-148° в.д.); Желоб — желоб Макарова (148-151° в.д.); ЗК_море — склон западной Камчатки (151-154° в.д.); ЗК_шельф — шельф и верхний склон западной Камчатки (154-156° в.д.).

Не отвлекаясь на другие особенности сезонного хода температуры, отметим лишь ее устойчивое уменьшение в слоях 100(200)-500(800) м от весны к лету (отрицательные значения величины разности температуры, см. табл. 4) и от лета к осени (отрицательные значения величины разности, см. табл. 5).

Данное уменьшение температуры, отмеченное на всех участках трансохотоморского разреза, показывает, что волна холода, генерируемая контактом с вода-

Рис. 8. Характеристики плотных донных шельфовых вод с соленостью > 33,2 %% и температурой < -1,5 °С весной и < -1,0 °С — осенью 1998, 2009 гг.: Н — высота слоя; S — средняя соленость

Fig. 8. Thickness (H, m) and average salinity (S, %) of the dense shelf bottom water mass (determined as the water with salinity > 33.2 % and temperature < -1.5 °С in spring; salinity > 33.2 % and temperature < -1.0 °С in autumn) in spring and autumn of 1998 and 2009

ми ХПС и скатыванием высокосоленых переохлажденных донных вод с шельфа на верхнюю часть склона, распространяется и на глубоководную часть моря. По среднемноголетним данным понижение температуры от весны к осени наблюдается в толще 100(200)-500(800) м, при этом в слое 200-500 м уменьшение температуры достигает величины 0,15...0,20 °С.

266

Разность весенних и осенних среднемноголетних средневзвешенных значений температуры, приведенные в табл. 6, положительна в слое 100(200)-500 м вблизи шельфа Камчатки и Сахалина, а в зоне стрежня Западно-Камчатского течения (участок ЗК_море) она положительна в слое 200-800 м и даже в слое 800-1000 м (положительная разность означает, что температура этих слоев весной выше, чем осенью).

Таблица 5

Величина изменения среднемноголетних значений температуры в слоях на 5 участках трансохотоморского разреза от лета к осени

Table 5

Mean differences of temperature between summer and autumn, by water layers in certain parts of the standard cross-sea section

Слой, м ВС_шельф ВС_море Желоб ЗК_море ЗК_шельф

0-50 0,71 0,31 -0,50 0,26 0,29

50-100 0,90 0,72 0,30 0,27 0,89

100-200 0,15 0,06 -0,09 -0,12 0,20

200-300 0,09 -0,03 -0,13 -0,07 -0,02

300-500 0,21 0,02 -0,08 -0,04 -0,02

500-800 Дно 0,03 0,01 -0,01 Дно

800-1000 Дно 0,00 -0,01 0,00 Дно

1000-1200 Дно 0,03 0,00 0,00 Дно

Таблица 6

Величина изменений среднемноголетних значений температуры в слоях на 5 участках трансохотоморского разреза от осени к весне

Table 6

Mean differences of temperature between autumn and spring, by water layers in certain parts of the standard cross-sea section

Слой, м ВС_шельф ВС_море Желоб ЗК_море ЗК_шельф

0-50 -4,50 -5,81 -6,42 -5,77 -5,59

50-100 -1,23 -1,15 -1,19 -1,20 -1,95

100-200 -0,43 0,04 0,02 -0,11 -0,52

200-300 -0,16 0,14 0,15 0,16 0,02

300-500 -0,09 0,08 0,13 0,18 0,04

500-800 Дно 0,01 0,07 0,08 Дно

800-1000 Дно -0,01 0,01 0,05 Дно

1000-1200 Дно -0,01 0,00 0,02 Дно

Данные табл. 6 косвенно подтверждают сложившееся, но не подтвержденное фактами мнение (Баталин, Васюкова, 1960; Леонов, 1960; Морошкин 1966; Супранович, 1970; Чернявский, 1973, 1981; The Okhotsk Sea ..., 1995), что адвекция относительно теплых промежуточных и глубинных вод в Охотское море из океана усиливается в осенне-зимний период, компенсируя сгон поверхностных вод северными ветрами, и благодаря этому восстанавливает тепло, потерянное (см. табл. 4 и 5) промежуточными водами в теплую половину года.

Зависимость термического состояния вод Охотского моря (в том числе придонных вод шельфа) от интенсивности зимнего выхолаживания никогда не вызывала сомнений (Винокурова, 1972; Чернявский, 1973, 1992; Давыдов, 1975; Жигалов, Лучин, 2006), а в качестве индикатора суровости зимних условий до 20032004 гг. достаточно успешно использовались показатели площади ледяного покрова Охотского моря. К примеру, средняя ледовитость моря за февраль-март 1982-2004 гг. и придонная температура в апреле-мае на изобатах от 50 до 200300 м разных районов шельфа были связаны значимыми коэффициентами корреляции (R) от -0,47 до -0,89 с максимумом тесноты связи на изобатах 125-150 м (Фигуркин, 2006). Весьма тесными и стабильными (R = 0,70.0,75) были связи между положением северной границы "восточного ледового канала" над впадиной ТИНРО в январе-феврале и площадью североохотского ядра холода в осен-

ний период (Чернявский, 1992; Фигуркин и др., 2008), т.е. неплохо выполнялось правило: высокая ледовитость ^ отрицательные аномалии температуры вод шельфа северной части моря и большие площади ядер холода; малая ледовитость ^ положительные аномалии температуры и малые площади ядер холода.

В 2004-2010 гг. события стали развиваться по новому сценарию: весной после зим с аномально низкой ледовитостью доминировали отрицательные аномалии температуры вод (на шельфе — до дна, мористее — в толще 0-150 м) и увеличивались площади ядер холода (см. рис. 4). Факт изменения тесноты и характера связи между ледовитостью и площадью ЯХ подтверждается и расчетами: корреляция показателей ледовитости с аномалиями площади ЯХ за период с 1985 по 2003 г. характеризовалась коэффициентами корреляции Р = 0,60.0,68 для северо-западного и североохотского районов, тогда как учет данных 20042010 гг. делал корреляцию по всему ряду 1985-2010 гг. незначимой.

О том, что наблюдаемая величина площади ледяного покрова Охотского моря перестала быть качественным индикатором теплообмена с атмосферой, говорят также данные о количестве плотных донных вод шельфа, напрямую зависящих от объема образуемого за зиму льда: за период малоледовитых зим 20042010 гг. количество образовавшихся высокосоленых донных вод было высоким в 2005, 2009 и 2010 гг., имело средний уровень в 2006-2008 гг. и только в 2004 г. (в одной из 7 съемок) было низким.

Результаты расчетов (Жигалов, Лучин, 2010) показали, что в январе-апреле 2005-2010 гг. величина теплоотдачи Охотского моря в атмосферу (турбулентный теплообмен) была преимущественно выше среднего многолетнего значения. Из приведенных там же графиков следует интересный факт, что рост теплоотдачи отмечался на фоне уменьшения сумм градусо-дней мороза (данные станций Охотск и Магадан). Рост теплоотдачи объясняет отрицательные аномалии вод шельфа, наблюдавшиеся весной 2005-2010 гг., но возникают новые вопросы: почему усиленная теплоотдача в последние зимы не сопровождалась ростом ледовитости и почему при малой ледовитости продукция плотных вод была на высоком уровне?

Наши расчеты показали, что формирование низкой ледовитости Охотского моря в 2003-2010 гг. нельзя объяснить усилением притока глубинных тихоокеанских вод в море и повышением транспорта тепла течениями на север. На рис. 9 видно, что с 2003 по 2010 г. в водах Западно-Камчатского течения на трансохо-томорском разрезе (а также в прилегающих к Курильской гряде водах северного и центрального участков Курильской котловины) преобладали значения максимальной температуры ядра ТПС (и средней температуры слоя 500-800 м), близкие к норме или ниже нормы; также на уровне чуть ниже среднего находилась и величина переноса вод северной ветвью Западно-Камчатского течения в слое 0200 м весной на подходе к северному склону впадины ТИНРО.

На наш взгляд, снижение среднезимней и максимальной площади ледяного покрова Охотского моря (в среднем на 15-30 % за последние годы), с одной стороны, является проявлением глобальных климатических изменений, в том числе сокращения площади льдов Арктики, ставшего заметным в середине 1990-х гг., но особенно бурно развивающегося после 2001-2002 гг. (рис. 10: Perovich е! а1., 2010).

В ходе ледовитости Охотского моря двух последних десятилетий отмечаются такие особенности, как увеличение вклада долгопериодных гармоник в общую амплитуду межгодовых изменений; в среднем на 15-20 % понизились значения среднезимней и максимальной ледовитости; в сезонном ходе наблюдается более позднее начало и снижение начальных темпов льдообразования; отмечено В.В. Плотниковым (2002) постепенное нарастание нарушений проти-вофазности в ходе ледовитости Охотского и Берингова морей.

Наиболее убедительными кажутся доводы (Сидоренков, 2004), что наблюдаемое "глобальное потепление", в том числе и Арктики, связано с очередным 60-70-летним периодом ускорения вращения Земли, начавшимся в 1970-х гг. и

Рис. 9. Максимальная температура ядра ТПС (640-900 м) на трансохотоморском разрезе (Тмах) летом-осенью 1975-2010 гг., перенос вод Северной ветвью ЗКТ на север над впадиной ТИНРО в апреле 1983-2010 гг. и их средние значения

Fig. 9. The highest temperature in the core of intermediate layer (640-900 м) at the standard cross-shelf section in summer-autumn of 1975-2010 (Тмах) and geostrophic water transport by the northern branch of West-Kamchatka Current in the TINRO Basin in April of 1983-2010 (ЗКТ)

20

10

О) 0

и

с

ш

(1) -10

Чз

-*—1 с -20

Q)

LJ

О) -30

О.

■40

Г Т . . , . I Р 1 | I 1 1 1 | 1 I 1 / \ ■-■-■ ■ , 11, ■ —»—March A —«—September

\ я л V -

1978 1983 1988 19ЭЗ 1998 2003 20ПВ

Рис. 10. Отклонение площади ледяного покрова Арктики (%) в марте (период максимума) и в сентябре (период минимума) от их среднемноголетних за 1979-2000 гг. (Perovich et al., 2010)

Fig. 10. Anomalies of the Arctic ice cover in March (the maximum) and September (the minimum) relative to its mean values for the 1979-2000, % (Perovich et al., 2010)

подходящим к максимуму предположительно в 2005-2010 гг. Н.С. Сидоренков отмечает, что для периода ускорения вращения Земли характерно усиление повторяемости меридиональных форм атмосферной циркуляции, в результате чего в северном полушарии увеличивается перенос тепла в умеренные и приполярные широты.

Увеличение притоков теплого воздуха хорошо заметно и над Охотским морем, что наглядно иллюстрируется многолетним ходом среднемесячных аномалий температуры воздуха, в том числе и суммарных за год (рис. 11), рассчитанных нами по данным http://www.cdc.noaa.gov/cdc/data.ncep.reanalysis. Повышение среднегодовой температуры воздуха над морем стало отмечаться примерно с 1983 г., а период после 2001 г. выделяется самыми значительными и стабильными положительными годовыми аномалиями температуры воздуха за последние 50 лет.

Рис. 11. Годовая сумма среднесезонных аномалий температуры воздуха в 19602010 гг.: 1 — над северо-западной (55-60° с.ш. 140-150° в.д.); 2 — над северо-восточной (55-60° с.ш. 150-160° в.д.) частями Охотского моря

Fig. 11. Annual sums of seasonal anomaly of air temperature: 1 — in the northwestern part of the Okhotsk Sea (55-60° N, 140-150° E); 2 — in the northeastern part of the Okhotsk Sea (55-60° N, 150-160° E)

Некоторые выводы об особенностях распределения аномалий температуры воздуха в последние годы над акваторией Охотского моря в полосе 140-160° в.д. от 50° с.ш. до Ледовитого океана позволяют сделать данные табл. 7.

Таблица 7

Величина среднесезонных аномалий температуры воздуха (°С) над участками Охотского моря, средняя за период 2002-2010 гг.

Table 7

Mean seasonal anomalies of air temperature (°С) in the Okhotsk Sea and adjacent areas, average for the 2002-2010

Границы по долготе Сезон 50-55° с.ш. Границы 55-60° с.ш. по широте 60-65° с.ш. 65-70° с.ш.

140-150° в.д. Весна (IV-VI) Лето (VII-IX) Осень (X-XII) Зима (I—III) 0,1 1,0 0,7 0,3 0,3 1,0 1,1 1,4 0,4 1,2 1,5 0,5 0,5 1,6 1,4 0,2

150-160° в.д. Весна (IV-VI) Лето (VII-IX) Осень (X-XII) Зима (I-III) -0,1 1,1 0,6 0,5 0,0 1,0 1,1 1,5 0,2 1,5 2,0 0,7 0,8 2,0 1,9 0,3

Во все сезоны, кроме весны, максимальные аномалии температуры воздуха наблюдались не со стороны материка, а над восточной половиной моря (150— 160° в.д.), более близкой к океану. Следовательно, причиной повышения температуры воздуха в последние годы было не увеличение притока солнечной радиации, а усиление межширотного обмена теплом, что косвенно свидетельствует в пользу правильности гипотезы о влиянии на климат скорости вращения Земли (Сидоренков, 2004).

Минимальный приток теплого воздуха на акваторию моря (и до Ледовитого океана в полосе 140-160° в.д.) отмечался весной. Летом положительные аномалии температуры воздуха резко возрастали, особенно значительно увеличивался вынос тепла на Арктику, усиливая сезонное разрушение ледяного покрова. Осе-

нью (октябрь-декабрь) вынос тепла на север не просто продолжался, а достигал своего максимума, при этом очаги максимальных аномалий вплоть до сентября-октября отмечались на границе азиатский материк — Ледовитый океан и севернее. Лишь во второй половине осени зона максимальных положительных аномалий под воздействием холода Арктики начинала отступать в южном направлении, зимой влияние выноса тепла наиболее сильно проявлялось над северным шельфом Охотского моря (на границе материк—море), увеличивая зимнюю температуру воздуха примерно на 1,5 °С выше средних значений.

Перераспределение тепла осуществляется посредством циркуляции атмосферы, характер которой также заметно изменился в последние годы. Прежде всего отмечается увеличение меридиональности траекторий циклонов и рост частоты их выхода на север Охотского моря в течение года. При этом повысилась интенсивность циклонов и существенно удлинился период их активности над северной частью моря (более поздние сроки зимнего ослабления и ранее начало весенней циклонической деятельности). Именно с усилением скорости и продолжительности воздействия ветров (сопровождающих усиление циклонической активности) связано повышение теплоотдачи Охотским морем в атмосферу в осенне-зимне-весенний период 2004-2010 гг. при положительных аномалиях температуры воздуха и уменьшении сумм градусо-дней мороза.

Несоответствие между достаточно высокой продукцией плотных донных шельфовых вод и малой площадью ледяного покрова последних лет можно объяснить лишь двумя причинами. Первая — таянием образующегося на мелководье и выносимого в море льда, что может иметь существенное значение лишь на начальном этапе зимы, пока поверхностные воды мористых районов сохраняют повышенное теплосодержание (внутриводная адвекция тепла из океана в слое ТПС и перенос тепла течениями не могли быть причиной малой ледовитости, так как были на уровне среднего и ниже, что было показано ранее). Вторая причина малой площади льдов Охотского моря последних лет косвенно связана с глобальной тенденцией к уменьшению льдов всего арктического бассейна и проявляется через изменение циркуляции атмосферы над Охотским морем в холодную половину года: в результате ослабления повторяемости северных и увеличения доли ветров южных и восточных направлений увеличивалась сплоченность ледовых полей у кромки основного ледового массива (рис. 12).

К примеру, в марте 2001 г. (одного из рекордно ледовитых за историю наблюдений) лед покрывал 97 % площади моря, при этом поля льда со сплоченностью < 8 баллов имели ширину от 200 до 500 миль и занимали не менее половины акватории моря (чуть больше, чем площадь основного массива со сплоченностью 8-10 баллов). В марте 2010 г. (самого ледовитого из последних 8 малоледовитых зим) максимальная площадь ледовых полей составила 67 % (сред-немноголетнее значение 78 %). Площадь основного массива со сплоченностью 8-10 баллов была на 10-15 % меньше, чем в 2001 г., а главный вклад в уменьшение общей площади внесло сокращение ширины и площади полей льда со сплоченностью < 8 баллов под влиянием южных и восточных ветров (ширина уменьшилась на 100-300 миль по сравнению с 2001 г.). Отсюда следует, что площадь ледяного покрова Охотского моря в 2004-2010 гг. была занижена увеличением сплоченности по сравнению с предшествующими данными. Соответственно, чтобы увеличить корректность сопоставления ледовых условий, сформированных в изменяющихся синоптических условиях, величину относительной площади ледяного покрова необходимо корректировать учетом сплоченности. Другим следствием увеличения повторяемости южных и восточных (прижимных) ветров в последние зимы и весны стало увеличение концентраций и задержка темпов весеннего разрушения льда в зал. Шелихова, в северо-западном и североохотском районах, а также уменьшение частоты формирования прибрежных полыней в северо-западном районе.

135

140°

145°

150°

155°

160°

135°

140° 145° 150° 155° 160° 165°

Рис. 12. Среднемесячная величина сплоченности льда (баллы): А — март 2001 г.; Б — март 2010 г. Выделена изолиния 8 баллов, разграничивающая массивы почти сплошного и значительно разреженного льда

Fig. 12. Monthly mean values of the sea ice compacting (1/10 numbers): A — March 2001; Б — March 2010

Заключение

Выполненные исследования показали, что в северо-западном, североохотском районах и в зал. Шелихова условия обитания придонных объектов тесно связаны с интенсивностью формирования плотных донных шельфовых вод. Специфику условий тауйского шельфа (пониженная соленость) определяет соотношение интенсивности взаимодействующих вод Северо-Охотского течения и его противотечения. Наименее суровые условия обитания отмечаются в районах, находящихся под влиянием ветвей Западно-Камчатского течения, и в районах сильного приливного перемешивания. Установлено, что адвекция тепла водами из глубоководных областей играет меньшую роль в разрушении ядер холода, чем прогрев вод за счет турбулентного теплообмена с атмосферой, который усиливается в направлении берегов.

Другим фактором, благодаря которому от весны к осени отмечалось смещение очагов минимальных значений температуры от изобат внутреннего и среднего шельфа 50-150 м на изобаты внешнего шельфа 150-200 м, было скатывание высокосоленых переохлажденных донных вод с шельфа на верхнюю часть склона. Генерируемая при этом волна холода приводит к реальному понижению от весны к осени температуры придонных вод, а также вод толщи 100(200)-500(800) м глубоководной части моря (по среднемноголетним данным, на 0,15...0,20 °С в слое 200-500 м) и, несомненно, влияет на биоритмы придонных обитателей.

Представленная многолетняя динамика придонных условий показала, что ее изменчивость по-прежнему в значительной степени определяется интенсивностью зимнего выхолаживания, однако из-за меняющихся глобальных и локальных климато-синоптических условий такой косвенный показатель выхолаживания, как относительная площадь ледяного покрова, в последние годы снизил свою информативность и нуждается в корректировке учетом сплоченности.

Считая, что наблюдаемые климатические изменения связаны со скоростью вращения Земли, можно ожидать, что в ближайшие 5-10 лет (пока скорость будет на высоком уровне) более вероятен пониженный фон температуры вод

шельфа Охотского моря в зимне-весенний период, повышенная температура поверхностного слоя летом и толщи вод до 100-150 м в осенний период. В толще вод 500-1000 м (в нижней части промежуточных охотоморских вод и глубинных охотоморских водах тихоокеанского происхождения) наиболее вероятно преобладание значений температуры немного ниже или близких к их средним многолетним величинам.

Список литературы

Баталии А.М., Васюкова Н.Г. Опыт расчета теплового баланса Охотского моря // Тр. океанограф. комис. — 1960. — Т. 7. — С. 37-51.

Вииокурова Т.Т. Изменчивость температурных условий вод северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. — 1965. — Т. 59. — С. 14-26.

Вииокурова Т.Т. Межгодовая изменчивость придонной температуры у западного побережия Камчатки // Исследования по биологии рыб и промысловой океанографии. — Владивосток : ТИНРО, 1972. — Вып. 7. — С. 3-11.

Гладышев С.В. Термохалинная структура придонного слоя на северном шельфе Охотского моря // Метеорол. и гидрол. — 1998. — № 3. — С. 183-187.

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

Жигалов И.А., Лучии В.А. Межгодовая изменчивость горизонтальной циркуляции вод северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. — 2010. — Т. 161. — С. 212-228.

Жигалов И.А., Лучии В.А. Межгодовые изменения типовых распределений температуры воды в деятельном слое Охотского моря и возможность их прогноза // Изв. ТИНРО. — 2006. — Т. 147. — С. 183-204.

Леоиов А.К. Региональная океанография : монография. — Л. : Гидрометеоиздат, 1960. — Ч. 1. — 766 с.

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

Лучии В.А., Лавреитьев В.М., Яричии В.Г. Гидрометеорология и гидрохимия морей. — СПб. : Гидрометеоиздат, 1998. — Т. 9: Охотское море, вып. 1: Гидрометеорологические условия. — С. 92-175.

Морошкии К.В. Водные массы Охотского моря : монография. — М. : Наука, 1966. — 68 с.

Плотииков В.В. Изменчивость ледовых условий дальневосточных морей России и их прогноз : монография. — Владивосток : Дальнаука, 2002. — 170 с.

Сидореиков Н.С. Природа нестабильности вращения Земли // Природа. — 2004. —

№ 8.

Супраиович Т.И. Приток тепла в Охотское море через проливы // Тр. ДВНИГМИ. — 1970. — Вып. 017. — С. 84-119.

Фигуркии А.Л. Ледовитость как индикатор термического состояния придонных вод северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. — 2006. — Т. 145. — С. 259-270.

Фигуркии А.Л. Океанологические условия шельфа и склона Охотского моря в холодную половину года и их влияние на нерест минтая : автореф. дис. ... канд. геогр. наук. — Владивосток : ТОИ ДВО РАН, 2004. — 24 с.

Фигуркии А.Л. Развитие океанологических условий западной Камчатки по данным мониторинговых наблюдений 1997 и 2000 г. // Изв. ТИНРО. — 2002. — Т. 130. — С. 103-116.

Фигуркии А.Л., Жигалов И.А., Ваиии Н.С. Океанологические условия в Охотском море в начале 2000-х гг. // Изв. ТИНРО. — 2008. — Т. 152. — С. 240-252.

Хеи Г.В., Ваиии Н.С., Фигуркии А.Л. Особенности гидрологических условий в северной части Охотского моря во второй половине 90-х гг. // Изв. ТИНРО. — 2002. — Т. 130. — С. 24-43.

Чериявский В.И. Изменчивость ядра холода и прогноз типа термического режима на севере Охотского моря // Океанологические основы биологической продук-

тивности вод северо-западной части Тихого океана. — Владивосток : ТИНРО, 1992. — С. 104-115.

Чернявский В.И. О некоторых вопросах прогнозирования типа температурного режима в Охотском море // Изв. ТИНРО. — 1973. — Т. 86. — С. 49-55.

Чернявский В.И. Термические характеристики северо-восточной части Охотского моря как основа для определения типа теплового состояния акватории // Изв. ТИНРО. — 1984. — Т. 109. — С. 94-103.

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

Kitani K. An oceanographic study of the Okhotsk — Particulary in regard to cold waters // Bull. Fac. Fish. Hokk. Univ. — 1973. — № 9. — Р. 45-76.

Kovalik Z., Polyakov I. Tidally generated continental shelf waves in the Sea of Okhotsk // Submitted to J. Geophys. Res. — 1997. — № 2. — Р. 59.

Perovich D., Meier W., Maslanik J., Richter-Menge J. Sea Ice Cover // Monthly Sea Ice Outlook October 15, 2010 http://www.arcus.org/search/seaiceoutlook/.

The Okhotsk Sea and Oyashio Region (Report of Working Group 1). — Sidney, B.C., Canada: PICES Sci. Rep. — 1995. — № 2. — 227 p.

Поступила в редакцию 25.04.11 г.