Ледовитость как индикатор термического состояния придонных вод северной части Охотского моря Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

2006

Известия ТИНРО

Том 145

УДК 551.467(265.53)

А.Л.Фигуркин

ЛЕДОВИТОСТЬ КАК ИНДИКАТОР ТЕРМИЧЕСКОГО СОСТОЯНИЯ ПРИДОННЫХ ВОД СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО МОРЯ

Данные о температуре придонных вод, полученные в 21 весенней и 15 осенних съемках 1982-2004 гг., позволили численно оценить степень влияния ледови-тости на формирование термического режима северной части Охотского моря. Установлены значимые связи ледовитости с температурой придонных вод шельфа и с температурой на изобатах 200-500 м. В большинстве районов северной части моря связь существует не только сразу после схода льда, но и в летний и осенний периоды. Длительная сохранность аномалий, сформированных зимним выхолаживанием, является основанием для оценки и прогноза типа термического режима по ледовитости.

Figurkin A.L. Ice cover area as an indicator of thermal conditions in the bottom layer of the northern Okhotsk Sea // Izv. TINRO. — 2006. — Vol. 145. — P. 259-270.

Ice cover influence on thermal regime in the northern Okhotsk Sea is investigated on the data of 36 surveys (21 in spring and 15 in autumn) obtained in 19822004. Significant correlation is found between the ice cover and water temperature at bottom on the shelf and isobates 200-500 m. The correlation is observed everywhere in spring, and in many areas in summer and autumn, too. Stability of the bottom water temperature anomalies generated by winter cooling is a good basis for estimation of bottom waters condition and for forecasting their temperature in warm period of year taking into account the ice cover value in the previous winter.

Вопрос о влиянии зимнего выхолаживания на термику вод северной части Охотского моря не раз прямо или косвенно рассматривался в работах океанологов. Первоначально были отмечены существенная изменчивость и значительные межгодовые различия полей температуры не только поверхностных, но и придонных вод на шельфе моря (Винокурова, 1965, 1972; Давыдов, 1975; Карманов, 1982). В.И.Чернявский (1984, 1992а, б), обобщив наблюдения, накопленные к середине 1970-х гг., показал, что площадь так называемых "ядер холода" (участков вод, формируемых зимним выхолаживанием, в пределах которых отрицательные значения температуры сохраняются большую часть года) является удобным индикатором для определения типа термического состояния вод североохотского шельфа в летне-осенний период. В свою очередь, с изменениями термического состояния вод связаны многие особенности распределения и численности гидробион-тов. Обнаруженная В.И.Чернявским (Павлычев и др., 1989) связь между площадью североохотского "ядра холода" в летне-осенний период и северной границей свободных ото льда вод над впадиной ТИНРО зимой ("восточный канал") не только имела большое прогностическое значение, но и подтверждала роль выхолаживания как одного из наиболее значимых режимообразующих факторов для вод шельфа.

Регулярные весенние и летне-осенние съемки, проводимые силами ТИНРО-центра в последнее двадцатилетие, позволяют на новом фактическом материале продолжить исследование связи между ледовитостью, являющейся индикатором суровости зимы, и термическим состоянием вод северной части Охотского моря. В частности, появилась возможность численно рассчитать тесноту связи ледови-тости и температуры вод северной части моря, определить, до каких глубин прослеживается влияние зимнего выхолаживания, оценить сохранность во времени аномалий, сформированных выхолаживанием.

Были использованы данные о температуре придонных вод Охотского моря к северу от 51° с.ш., полученные в 21 весенней и 15 летне-осенних съемках с 1982 по 2004 г. Чтобы увеличить статистическую достоверность среднеплощадных оценок, фактические значения придонной температуры были предварительно интерполированы в узлы регулярной сетки 0,2° по долготе и 0,1° по широте, для каждого из которых известна глубина места. После сортировки по условным статистическим районам (рис. 1) для каждого района проводился расчет средней придонной температуры в интервалах изобат 50-75, 75-100, 125-150, 150-200, 200-250, 250-300, 300-400, 400-500, 500-600 и 600-700 м. Выбранная схема районирования учитывает океанологические и биоценологические особенности акваторий северной части моря (Чернявский, 1981; Маркина, Чернявский, 1984) и отличается от схем, традиционно применяемых специалистами ТИНРО-центра, несколько большим количеством районов, а также подразделением на шельфо-вые и склоновые участки.

Рис. 1. Границы и названия условных районов северной части Охотского моря: ЮЗК, ЦЗК, СЗК — соответственно южная, центральная и северная части шельфа западной Камчатки; ВЛ — склон возвышенности Лебедя; СВС — северный участок шельфа восточного Сахалина

Fig. 1. Regions in the northern Okhotsk Sea, where the interannual variability of bottom water temperature is considered

На рис. 2 показан ход придонной температуры, наблюдавшейся весной 19822004 гг. и осредненной в интервалах изобат 50-75, 100-125, 150-200 м для южного, центрального и северного участков шельфа западной Камчатки. Прежде всего отмечается хорошая согласованность межгодовых вариаций весенней температуры в верхней и нижней частях шельфа. Коэффициенты парной корреляции №) хода придонной температуры в диапазонах изобат 50-75, 75-100 м (и так далее до 200 м) варьировали от 0,95 до 0,70, постепенно уменьшаясь при увеличении расстояния между изобатами. Такими же высокими коэффициентами корреляции характеризовались многолетние изменения весенних значений придонной температуры на разных изобатах шельфа во всех остальных условных районах моря.

Рис. 2. Многолетний ход придонной температуры, осредненной для интервалов изобат 50-75, 100-125 и 150-200 м, в различных районах западнокамчатского шельфа по данным весенних съемок 1982-2004 гг.

Fig. 2. Interannual variability of the bottom water temperature, averaged for depth intervals 50-75, 100-125 and 150-200 m in certain areas of the West-Kamchatka shelf, for spring 1982-2004

Пространственная сопряженность межгодовых изменений (связь многолетнего хода температуры на сходных изобатах в соседних подрайонах) для западной Камчатки характеризовалась коэффициентами от 0,55 до 0,81. Чуть меньшие коэффициенты корреляции № = 0,50...0,60) отмечены для межгодовых изменений весенней температуры на изобатах 50-200 м шельфа западной Камчатки и минимальной температуры на Авачинском разрезе в июне (Тепнин, 2002), что подтверждает вывод И.В.Давыдова (1984) о связи термических условий в слое зимнего охлаждения по обе стороны Камчатки.

На рис. 3 показан ход весенних и осенних значений придонной температуры, осредненных в интервале изобат 150-200 м, для районов желоба зал. Шелихова, тауйского, лисянского, охотского и аянского. Достаточно тесно связаны межгодовые изменения весенних значений придонной температуры на изобатах 75200 м в северо-западных районах моря: охотском, аянском, СВС № = 0,57.0,78). Есть значимая связь между многолетним ходом придонной температуры на изобатах 100-200 м в районе зал. Шелихова и в охотском районе № = 0,68.0,72), тогда как их связь с температурой в расположенных между ними тауйском и лисянском районах несколько ниже (для изобат 125-200 м — от 0,47 до 0,62).

Рис. 3. Многолетний ход придонной температуры, осредненной в интервале изобат 150-200 м, в различных районах северной части Охотского моря по данным весенних и осенних съемок 1984-2004 гг.

Fig. 3. Interannual variability of the bottom water temperature between 150-200 m in certain areas of the northern Okhotsk Sea shelf, for spring and autumn 1984-2004

Гипотеза о зависимости температуры придонных вод шельфа Охотского моря от суровости зимних условий подтверждается статистически. Придонная температура весной 1982-2004 гг. и средняя ледовитость моря за февраль—март (рис. 4) связаны значимыми коэффициентами корреляции (табл. 1).

Рис. 4. Средняя ледовитость Охотского моря в феврале—марте и положение северной границы "восточного канала" (расстояние от точки 49° с.ш. 154° в.д.) в феврале 1960-2004 гг.

Fig. 4. Ice cover in the Okhotsk Sea averaged in February—March and position of the northern edge of the "east channel" (distance to ice edge from 49° N 154° E) in February, 1960-2004

Таблица 1

Коэффициенты линейной корреляции между ледовитостью Охотского моря в феврале—марте и придонной температурой весной 1982-2004 гг.

Table 1

Linear correlation between the ice cover in the Okhotsk Sea in February—March and near-bottom temperature in spring of 1982-2004

Коэффициент корреляции Диапазон изобат Изобаты

Район R мт R мax со значимым коэффициентом корреляции,м максимума R, м

ЮЗК -0,47 -0,53 100...300 125-150

ЦЗК -0,55 -0,89 50...500 150-250

СЗК -0,47 -0,65 -0,69 -0,79 100.700 150-200 300-500

Палана -0,47 -0,78 50.150 125-150

Желоб -0,47 -0,54 75.150 150-200

Охотский -0,47 -0,55 75.150 125-150

СВС -0,47 -0,56 75.200 150-200

Аянский -0,47 -0,63 75.150 125-150

Отмечаемое общее увеличение тесноты связи между ледовитостью и придонной температурой на бровке шельфа (125-200 м), видимо, объясняется большей межгодовой изменчивостью температуры на внешнем шельфе по сравнению с его внутренними областями, где воды выхолаживаются до предельных значений практически независимо от характера зимы.

Аналогичная по величине теснота связи (от R = 0,47 до R = 0,75) получена между придонной температурой в районах западной Камчатки и зал. Шелихова весной и северной границей "восточного" ледового канала в январе—феврале (рис. 4), знак связи положительный. Северная граница "восточного" ледового канала была рассчитана по методике В.И.Чернявского как среднее за январь— февраль расстояние в километрах от точки 49° с.ш. 154° в.д. по меридиану до кромки льда (Павлычев и др., 1989).

Проверка гипотезы В.И.Чернявского о том, что положение северной границы свободной ото льда воды является индикатором адвекции тихоокеанских вод, показала, что связь положения северной границы с величиной геострофического переноса вод Западно-Камчатским течением в слое 0-200 м действительно положительна, но статистическая теснота связи невелика № = 0,28). Возможно, что дополнительный учет переноса вод и тепла на север в нижележащей толще 200-500 м покажет более тесную связь, однако данный ряд значительно короче, так как наблюдения до 500 м и глубже проводятся только с 1996 г. Более тесной является связь между положением северной границы канала и ледовитостью: для периода 1960-2004 гг. R = -0,77. Такой же коэффициент был получен В.И.Чернявским для данных за 1960-1986 гг., что указывает на устойчивость связи.

Данные весенних глубоководных наблюдений последних лет показали, что корреляция между ледовитостью и изменениями придонной температуры хорошо выражена не только в пределах конвективного слоя 0-150 (200 м), но и значительно глубже — на изобатах 200-500 м, т.е. до нижней границы промежуточных охотоморских вод (рис. 5). При этом можно отметить несколько районов, таких как склоны впадины ТИНРО, желоб в зал. Шелихо-ва, северо-западное продолжение впадины Дерюгина, где корреляция межгодовых изменений ледовитости и придонной температуры на изобатах 300500 м была соизмерима, а иногда и выше, чем в верхнем непосредственно выхолаживаемом слое 0-150 м (например, район СЗК в табл. 1). Отмеченные тесные связи ледовитости и придонной температуры на изобатах 300500 м объясняются скатыванием на склон плотных шельфовых вод, интенсивность формирования которых зависит от суровости зимнего выхолаживания, а ледовитость, в свою очередь, является одним из показателей степени выхолаживания.

Так, в малоледовитые 1996-1997 гг. относительно теплые воды северной ветви Западно-Камчатского течения перед входом в зал. Шелихова занимали толщу от горизонта 100 м до дна (350-370 м) с максимумом температуры, располагавшимся у дна, равным 1,20.1,65 °С, и соленостью 33,3.33,5 епс. В ледовитые 1998-2001 гг. максимум температуры перед горловиной залива располагался в промежуточном слое 170-220 м и составлял лишь 0,4.1,0 °С, а в придонном слое толщиной от 50 до 150 м наблюдались скатившиеся шельфо-вые воды с отрицательной температурой минус 0,3 . минус 1,6 °С и высокой соленостью — 33,5.33,9 епс. В зал. Шелихова над наиболее глубокими точками желоба (глубины 360-440 м) теплый слой вод Западно-Камчатского течения во все годы занимал промежуточное положение. Толщина теплого промежуточного слоя и его максимальная температура уменьшались от 200-150 м и 0,50.0,84 °С в малоледовитые годы до 50-70 м и минус 0,15 . минус 1,11 °С в ледовитые (табл. 2), тогда как толщина придонного слоя, сформированного скатившимися с шельфа водами, напротив, возрастала от 50-70 м в малоледовитые до 150-250 м в холодные годы.

Межгодовые изменения температуры на изобатах 500-700 м восточной части моря (рис. 5, районы ЮЗК, ТИНРО) имели определенное сходство с ходом температуры вышележащих слоев и соответственно с ходом ледовитости, однако различие в годах наступления экстремумов указывает на то, что в формировании температуры глубинных вод участвуют и другие факторы.

Хотя картина чередования от года к году типов термических условий (определяемых по степени отклонения фактических значений придонной температуры от соответствующих средних многолетних величин) не всегда одинакова даже в расположенных рядом районах и на одних изобатах, обобщение результатов типизации для трех районов западной Камчатки показало,

части Охотского моря по данным весенних и осенних съемок 1982-2004 гг.

Fig. 5. Interannual variability of the bottom water temperature, averaged for depth intervals 300-400, 400-500, 500-600 and 600-700 m in certain areas of the northern Okhotsk Sea slope, for spring and autumn of 1982-2004

что термические условия на всех рассмотренных изобатах вдоль всей западной Камчатки в весенний период можно в целом классифицировать следующим образом:

теплые и очень теплые — 1982-1987, 1990, 1992, 1995-1997 гг.; норма — 1988, 1989, 1991, 1993, 1994 гг.; холодные и очень холодные — 1998-2002 гг.

Год

Таблица 2

Изменчивость характеристик теплого промежуточного и придонного слоев на самом глубоком участке зал. Шелихова весной 1994-2004 гг.

Table 2

Interannual variability of parameters of warm intermediate and bottom layers in the deepest site of Shelikhov Bay in spring 1994-2004

Характеристики теплого промежуточного слоя

Характеристики придонного слоя

Т , °C

Нт

Sт ,епс

Т , °C

епс Глубина, м

1994 -0,93 172 33,33 -1,68 33,77 419

1995 -0,70 275 33,09 -1,31 33,33 402

1996 0,84 230 33,27 -0,65 33,36 450

1997 0,49 145 33,01 -0,93 33,35 366

1998 -0,28 206 33,27 -1,21 33,67 425

1999 -1,11 105 33,04 -1,63 33,84 412

2000 0,59 162 33,28 -1,14 33,72 396

2001 -0,15 134 33,15 -1,41 33,76 404

2002 -0,48 181 33,20 -1,45 33,50 440

2004 0,03 180 33,25 -1,47 33,85 405

Примечание. В 2003 г. весенняя съемка не проводилась.

В 2004 г. на изобатах 50-100 м (50-200 м на севере) отмечался холодный тип термического режима, глубже 100 м (200 м) — теплый и очень теплый.

Аналогичную типизацию можно выполнить и для других районов моря, однако помимо меньшей обеспеченности данными (отсутствие съемок вне западной Камчатки в 1993 и 1994 гг.) возникают дополнительные трудности. Например, на изобатах 50-125 м шельфа северной и северо-западной части моря среднее квадратическое отклонение придонной температуры весной за период 1982-2004 гг. составило лишь 0,1.0,2 °С (здесь она всегда близка к температуре замерзания). Поэтому многолетние вариации температуры, полученные для этих районов, могут быть связаны и с точностью измерения, и с погрешностями осреднения. Межгодовые различия температуры на кромке шельфа и верхней части склона (150-500 м) более значительны, но в данных районах частота наблюдений над склоном меньше, чем вдоль Камчатки, и при определении типа режима возрастает элемент случайности. Кроме того, на изобатах 150-500 м влияние адвекции тихоокеанских глубинных вод на термику вод склона, по-видимому, увеличивается по сравнению с фактором выхолаживания. Так, на изобатах 300-500 м южнее возвышенности Лебедя и в северо-западной части впадины Дерюгина придонные воды оставались "теплыми" и в ледовитые 1998-2000 гг. (рис. 5).

Только в экстремальные по ледовитости годы (такие как малоледовитые 1996, 1997 и ледовитый 2001 гг.) практически во всех районах шельфа и склона северной части Охотского моря устанавливался единый для изобат 50-500 м тип термического режима придонных вод с доминированием положительных или отрицательных аномалий температуры.

Чтобы ответить на вопрос, как долго сохраняются аномалии температуры, сформированные зимним выхолаживанием, исследованы ряды данных за летне-

осенний период, в том числе самый продолжительный ряд придонной температуры на шельфе западной Камчатки в 1965-2004 гг. (рис. 6). Летом связь между придонными температурами верхней и нижней частей шельфа западной Камчатки уменьшилась по сравнению с весенним периодом. Высокая согласованность многолетнего хода температуры на изобатах 50, 100 и 200 м сохранялась в районе ЮЗК № до 0,85), но с продвижением на север коэффициенты корреляции уменьшались: в районе ЦЗК согласованность летних данных по глубине доходила до 0,60, а в районе СЗК составляла около 0,30, что, вероятно, связано с более активной передачей тепла от поверхности вглубь за счет приливного перемешивания и, следовательно, с разрушением зимних остаточных вод на глубинах менее 50 м уже в июле. Связь многолетнего хода температуры на сходных изобатах весной (в апреле) и в июле показывает, что в ЮЗК и ЦЗК зимние аномалии неплохо сохраняются на изобатах 100-200 м (коэффициенты корреляции варьируют от 0,75 до 0,55).

Рис. 6. Многолетний ход придонной температуры на изобатах 150-200 м в различных районах западнокамчатского шельфа по данным донных съемок в июле 19652004 гг. (данные 2003 г. получены в сентябре, 2004 г. — в августе и, очевидно, завышены)

Fig. 6. Interannual variability of the bottom water temperature, averaged for depth interval 150-200 m in certain areas of the West-Kamchatka shelf, for July of 1965-2004 (data was obtained in September 2003 and in August 2004 and temperature obviosly is higher then in July)

Для североохотского шельфа хорошим показателем термического состояния вод является величина североохотского ядра холода — площадь вод с температурой ядра охотоморской водной массы, равной или меньшей минус 1 °С, в районе между 146 и 154° в.д. и севернее 54° с.ш. (Чернявский, 1992а). На рис. 7 приводятся данные о площади ядра холода в сентябре, рассчитанные В.И.Чернявским для 1957-1986 гг. и дополненные нами по его методике данными за 19872004 гг. Корреляция значений площади североохотского ядра холода в сентябре 1964-2004 гг. с различными показателями ледовитости моря (максимальной, средней зимней, суммарной) оказалась достаточно высока (R = 0,60-0,75). Это свидетельствует о том, что аномалии, сформированные зимой на североохотоморс-ком шельфе в толще охотоморских подповерхностных вод, обладают значительной стабильностью.

Осенью, как правило, мористее изобаты 150 м ядро охотоморской водной массы перестает быть придонным и локализуется на горизонтах 100-120 м, подстилаясь более теплыми промежуточными охотоморскими водами. Чтобы определить устойчивость аномалий в придонных слоях на внешнем шельфе и склоне, были рассчитаны коэффициенты корреляции значений придонной температуры в период осенних съемок с ее весенними значениями на сходных изобатах (табл. 3).

J

ь

JD d ПЗ

в

о

л

Б

о ь

S

CD

о d

0)

Рис. 7. Многолетние изменения площади североохотского ядра холода в сентябре и средней за февраль—март ледовитости Охотского моря в 1957-2004 гг.

Fig. 7. Interannual variability of square of the northern Okhotsk cold water area in September and ice cover of the Okhotsk Sea in February—March for 1957-2004

Таблица 3

Коэффициенты корреляции весенних и осенних значений придонной температуры

по интервалам изобат и районам

Table 3

Correlation factors between spring and autumn bottom water temperature

Изобаты, м ЮЗК ВЛ ЦЗК СЗК Район Гижи-гинский Тауй-ский Лисян-ский Охотский Аян-ский

50-75 0,74 0,62 -0,06

75-100 0,71 0,45 0,31 -0,28 -0,21 0,19 -0,13 0,37

100-125 0,41 0,48 0,50 0,07 -0,42 0,08 -0,09 0,01

125-150 0,48 0,31 0,16 0,69 0,11 0,66 0,59 0,52

150-200 0,38 0,34 0,40 0,31 0,62 0,20 0,76

200-250 0,43 -0,49 0,61 0,45

250-300 0,45 -0,41 0,08 0,39

300-400 0,57 -0,39 0,03 0,63

400-500 0,69 -0,50 0,11 0,69

Большая часть осенних съемок была выполнена в сентябре—октябре (1985, 1990, 1994, 1997-2000, 2003-2004 гг.), съемки 1984, 1993, 1995 и 2002 гг. сделаны в ноябре—декабре, 1986, 1988 и 1996 гг. — в июле—августе.

Из данных табл. 3 видно, что в большинстве районов практически отсутствует связь межгодовых изменений весенних и осенних значений придонной температуры на изобатах менее 125 м. В гижигинском, лисянском, охотском и аянском районах связи весенних и осенних значений придонной температуры остаются значимыми лишь на изобатах 125-200 м. С одной стороны, это может быть связано с разрушением зимних остаточных вод процессами осеннего перемешивания, передающего тепло поверхностных вод нижним слоям. Другой причиной низкой корреляции может быть отмечавшаяся ранее слабая межгодовая изменчивость весенних значений придонной температуры верхней части шельфа в северных районах. Напротив, в южных районах — ЮЗК и ЦЗК — корреляция весенних и осенних значений температуры на изобатах 50-100 м достаточно высока № = 0,45.0,74). В пользу второго предположения свидетельствуют значимые и достаточно высокие коэффициенты корреляции между осенними значениями придонной температуры верхней части шельфа в северных районах и ледовитостью (табл. 4).

Таблица 4

Коэффициенты корреляции между осенними значениями придонной температуры и ледовитостью Охотского моря в феврале—марте 1984-2004 гг.

Table 4

Correlation factors between bottom water temperature in autumn and ice cover of the Okhotsk Sea in February—March for 1984-2004

Район

Изобаты, м СЗК Тауй-ский Лисян-ский Охот ский Аян-ский Сах. залив Ион-ский ВЛ

50-75 -0,78 -0,42 -0,61 -0,26 -0,86 -0,46

75-100 -0,46 -0,49 -0,39 -0,51 -0,30 -0,54

100-125 -0,36 -0,38 -0,30 -0,54 -0,24 -0,51

125-150 -0,49 -0,32 -0,29 -0,40 -0,25 -0,49

150-175 -0,21 -0,45 -0,69 -0,42 -0,58 -0,77

175-200 -0,48 -0,20 -0,50 -0,49 -0,34 -0,82

200-250 -0,54 -0,79 -0,19

250-300 -0,32 -0,73 -0,49

300-400 -0,42 -0,75 -0,41

400-500 -0,36 -0,66 -0,39

500-600 -0,81 -0,50

На изобатах 200-500 м склона районов ЮЗК, СЗК, ионского и возвышенности Лебедя значимые связи отмечаются как между придонной температурой весной и осенью (см. табл. 3), так и между осенней температурой и ледовитостью в предшествующую зиму (см. табл. 4).

Таким образом, интенсивность зимнего выхолаживания Охотского моря, индикатором которой является ледовитость, вносит определяющий вклад в формирование термического режима не только подповерхностных вод на шельфе, но и придонных слоев на изобатах 200-500 м в северной части моря. Аномалии температуры, сформированные зимой, в значительной мере сохраняются вплоть до нового охлаждения как в подповерхностном слое, так и в толще промежуточных охотоморских вод. Это дает достаточное основание для оценки и прогноза типа термического режима придонных вод северной части Охотского моря по ледовитости в предшествующую зиму.

Литература

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

Винокурова 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.

Давыдов И.В. О сопряженности развития океанологических условий в основных рыбопромысловых районах дальневосточных морей // Изв. ТИНРО. — 1984. — Т. 109. — С. 3-16.

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

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

Маркина Н.П., Чернявский В.И. Количественное распределение планктона и бентоса в Охотском море // Изв. ТИНРО. — 1984. — Т. 109. — С. 109-119.

Павлычев В.П., Будаева В.Д., Хен Г.В. и др. Межгодовые изменения гидрометеорологических условий в основных районах промысла северо-западной части Тихого океана и возможности их прогнозирования // Долгопериодная изменчивость условий

природной среды и некоторые вопросы рыбопромыслового прогнозирования. — М.: ВНИРО, 1989. — С. 124-140.

Тепнин О.Б. Стандартный Авачинский разрез, как показатель термического состояния тихоокеанских вод, прилегающих к восточному побережью Камчатки // Тез. докл. 12-й Междунар. конф. по промысл. океанологии. — Калининград, 2002. — С. 238-241.

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

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

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

Чернявский В.И. Особенности формирования термики деятельного слоя Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности вод северо-западной части Тихого океана. — Владивосток: ТИНРО, 1992б. — С. 91-104.

Поступила в редакцию 16.02.06 г.