CC BY
69
Известия ТИНРО
2003 Том 132
КЛИМАТ И ГИДРОЛОГИЯ
УДК 551.46.062.7(265.53)
И.Ф.Мороз
ОСОБЕННОСТИ ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ОХОТСКОГО МОРЯ В ГОДЫ ЭКСТРЕМАЛЬНОЙ ЛЕДОВИТОСТИ: СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ВОПРОСА
На основе анализа литературных и фактических данных рассматриваются гидрологические, гидрохимические и гидробиологические особенности Охотского моря в годы экстремально высокой и низкой ледовитости. Показано, что наиболее резко такие особенности прослеживаются в шельфовой зоне моря.
Moroz I.F. Oceanological conditions in the Okhotsk Sea in the years of the extreme ice conditions: modern state of a problem // Izv. TINRO. — 2003. — Vol. 132. — P. 339-347.
Basing on cited and surveys data, hydrological, hydrochemical and hydrobiological features of the Okhotsk Sea in the years with extreme high and low ice cover are considered. It is shown, that the conditions are the most peculiar in the shelf zone of the Sea.
В целом проблема морских льдов, их свойств, процессов образования и разрушения, форм и их распространения в морях арктического бассейна достаточно подробно рассматривается в фундаментальных работах Н.Н.Зубова (1938, 1945). В отличие от гидрологического аспекта этой проблемы, который к настоящему времени проработан достаточно подробно (Буйницкий, 1971), вопрос о влиянии льдов на химизм морских вод крайне редко был предметом специальных исследований. По существу первая и, насколько известно, единственная попытка обобщения разрозненных сведений по этой проблеме была предпринята Л.К.Блиновым (1965). К сожалению, работа осталась автором незавершенной. Исследования биологического аспекта этой проблемы всегда шли в двух направлениях — оценка роли льдов в формировании районов повышенной продуктивности полярных морей и определение влияния льдов на распределение гидроби-онтов (Богоров, 1939; Ермаченко, 1965; Несветова, 1995; и др.).
Что же касается изучения влияния аномально высокой и низкой ледовитос-ти на океанологические условия морей умеренных широт, то, несмотря на очевидность проблемы, она никогда не была целью самостоятельных исследований. Между тем особенности океанологических условий, присущие годам с аномальной ле-довитостью, вполне определенно прослеживаются в термохалинной структуре и химизме вод деятельного слоя (а на шельфе — всей толщи) и, естественно, сказываются на развитии продукционного процесса. В настоящей работе на основании анализа литературных и фактических данных предпринята попытка показать некоторые различия океанологических условий в годы аномально высокой и низкой ледовитости Охотского моря.
В общих чертах влияние аномально высокой ледовитости на термохалин-ную структуру выражается в существенном увеличении глубины конвективно-
го перемешивания и толщины поверхностного однородного слоя, уменьшении ниже среднемноголетнего уровня его температуры и росте солености и в конечном счете в изменении структуры всего верхнего слоя моря.
Образованию льда предшествует выхолаживание верхнего слоя в процессе чисто термической конвекции. Интенсивность выхолаживания зависит от многих факторов, в том числе от скорости отдачи тепла водой в атмосферу, но в конечном счете — от суммы градусо-дней мороза: чем суровее условия, тем на большую глубину распространится конвекция, тем мощнее льды и наоборот (Булгаков, 1961). Осолонение при льдообразовании еще более увеличивает глубину конвективного перемешивания. В прибрежных и мелководных районах это приводит к заметному увеличению придонной солености, иногда кратковременно до гиперзначений порядка 70-140 епс. Наличие ледового покрова, в свою очередь, существенно ослабляет перемешивание и уменьшает скорости подледного переноса по крайней мере до 4 см/с (Newbury, 1986). Весной же талые воды участвуют в формировании поверхностной водной массы весенней модификации, c температурами и соленостью, соответствующими степени суровости (ледовитос-ти) прошедшей зимы.
Вопрос о влиянии морских льдов на химизм вод проработан очень слабо. Чаще всего он затрагивался при исследованиях роли морских льдов в формировании районов повышенной продуктивности в полярных морях (Федосов, 1962; Волковинский, Ф едосов, 1965; Буйницкий, 1974). Между тем совершенно очевидно, что процессы образования и таяния льдов относятся к числу основных факторов, формирующих химическую структуру вод, поскольку оказывают непосредственное влияние как на солевой состав вод, так и на распределение солей в их толще. Сплоченность льдов, а это один из показателей ледовитости, влияет на тепло- и газообмен с атмосферой, что отражается на газовом режиме поверхностного слоя и скорости процессов регенерации органических веществ (Русанов и др., 1979; Русанов, 1980). Наличие же стационарных полыней приводит в суровые зимы к интенсивному осолонению поверхностного слоя и усилению вертикальной циркуляции, биохимические последствия которой в разных районах могут быть различными.
Исследования солевого состава морских вод, сложившегося в процессе льдообразования и продолжительного сохранения ледового покрова, достаточно редки и, в отличие от упомянутой выше сводки Л.К.Блинова (1965), не так обстоятельны и относятся преимущественно к районам Арктики, северной части Каспийского моря и Аральскому морю (Русанов и др., 1979; Цыцарин, 1987; Лобов и др., 1993; С короход, Цыцарин, 1996).
О зависимости солевого состава морской воды, находящейся в стадии льдообразования, от ее температуры было известно из лабораторных работ В.Ринге-ра еще в начале прошлого столетия (Зубов, 1938). Однако сведения о солевом составе морского льда и подстилающего его слоя воды до сих пор вызывают много вопросов. Содержание солей в образующемся льду зависит от температуры, при которой происходит замораживание воды: чем она выше, чем медленнее идет смерзание кристаллов льда, тем легче вытекает плотный рассол (маточный раствор) из кристаллической структуры льда, и тем преснее будет лед. Напротив, чем ниже температура поверхностного слоя, чем быстрее идет льдообразование, тем больше будет заключено рассола среди образовавшихся кристаллов льда, и тем богаче солями будет новый лед.
Однако известно, что процесс замерзания сильно минерализованных вод носит избирательный характер, который проявляется в том, что солевые соединения по-разному переходят в лед, а некоторые остаются в воде (Блинов, 1965). Кроме того, в ячейках с рассолом, образовавшихся при механическом захвате воды, при определенных условиях (состояние эвтетики) возможна кристаллизация солей, препятствующая их миграции. Вследствие этого стекающий вниз рас-
сол будет беднее ионами, входящими в состав криогидратов, по сравнению с морской водой (Скороход, Цыцарин, 1996). По этой причине тающий лед не содержит некоторых солевых соединений и не может обогащать ими воду. В частности, по мнению И.А.Ермаченко (1965), льды морского происхождения содержат в 1,5-2,0 раза меньше минерального и органического фосфора, чем поверхностные воды зимой, и совсем не содержат кремния, но содержат в 2 раза больше органических соединений азота.
Несмотря на значительный разброс мнений об аккумулятивном потенциале льда, большинство исследователей рассматривают лед как накопитель биогенных веществ (Алекин, 1953; Орадовский, 1972; Русанов, 1980; Гладышев и др., 1998). Замечено, что наиболее интенсивный фотосинтез в вегетационный период происходит в районах, покрываемых в холодные сезоны года плавучими льдами (Федосов, Ермаченко, 1961). Поэтому можно достаточно обоснованно считать, что в годы с различной ледовитостью обогащение поверхностного слоя при массовом таянии льдов весной будет существенно различным.
Впервые на высокую биологическую продуктивность районов с тающими льдами обратили внимание исследователи полярных морей еще в 20-30-е гг. прошлого столетия. Объясняли это явление различно — либо преимущественно с химических позиций, как Н.Н.Зубов (1938), П.И.Усачев (Богоров, 1939), либо с биоценотических, как В.Г.Богоров (1939), П.П.Ширшов (1982). Надо заметить, что высказанная в 1930-е гг. Н.Н.Зубовым (1939) мысль об особых биогенных свойствах талых вод, обусловленных тригидроловыми молекулами, входящими в их состав, была подтверждена исследованиями много позднее (Буйницкий, 1974). Вода в виде льда, по образному выражению известного биохимика Сент-Дьери, есть "матрица жизни" (Гуман, 1966).
Многообразие версий, по-своему убедительно объясняющих высокую продуктивность в районах таяния льдов, позволяет говорить о том, что это явление обусловлено действием не одного фактора, а их комплекса — и гидрологических (устойчивая стратификация, прогрев), и химических (поступление с талыми водами биогенных веществ, особая структура этих вод), и биологических (ледовые формы планктона, микроводоросли, бактерии). Что же касается первопричины этого явления ("спускового крючка" процесса), то она, конечно, связана с началом разрушения ледового покрова весной и ростом освещенности. Это следует из известного закона ограничивающих факторов Либига, согласно которому энергия фотосинтеза и, следовательно, скорость роста и размножения клеток ограничивается тем фактором, который в данный момент находится в минимуме (Ширшов, 1982).
Что касается вопроса о влиянии льдов на распределение промысловых объектов, то наиболее определенно оно прослеживается в зоне кромки льдов, которая проявляется не только как зона интенсивного биопродуцирования, но и как естественная граница распространения некоторых видов рыб в определенный период (цикл) их жизни. Это, в частности, подтверждается материалами по распределению в Баренцевом море мойвы в нагульный период (Несветова, 1995). Таким образом, приведенные выше сведения подтверждают существование заметных различий в термохалинных и гидрохимических условиях верхнего слоя моря в годы аномальной ледовитости. Эти различия, в свою очередь, предопределяют формирование соответствующих типу года особенностей в развитии продукционных процессов и распределении гидробионтов.
Межгодовые изменения ледовитости Охотского моря весьма существенны. Достаточно сказать, что по наблюдениям последних лет показатели экстремальной (максимальной и минимальной) ледовитости различаются почти вдвое. Так, в малоледовитом сезоне 1996/1997 г. в течение января, февраля и марта ледо-витость составляла последовательно 47, 44 и 54 %, а высоколедовитой зимой 2000/2001 г. — соответственно 52, 93 и 98 %. Судя по имеющимся материалам
ледовых наблюдений, среднегодовая ледовитость Охотского моря колеблется в основном в диапазоне от 30-40 до 50-60 % (Dyakov е! а1., 1999). Более показательны при типизации лет данные межгодовых колебаний ледовитости в марте, которые изменяются от 40-50 до более чем 90 %. Анализ динамики ледовитости в марте за 1928-2001 гг. (в ряду есть пропуски) показал, что самая высокая (> 90 %) ледовитость была в 1932, 1967, 1978, 1979 и 2001 гг., а самая низкая (< 60 %) — в 1956, 1963, 1974, 1976, 1984, 1991, 1994-1997 гг. Более высокая повторяемость лет с аномально низкой ледовитостью обусловлена наличием пропусков в ряду наблюдений. Экстремальные величины ледовитости в этом ряду лет были в 1932 и 2001 гг. — 98 %, а также в 1976 и 1984 гг. — 48 %.
Естественно, что в годы высокой и низкой ледовитости процессы образования и разрушения ледового покрова идут по-разному. Анализ межгодовых особенностей их развития показывает, что в годы высокой ледовитости оба процесса протекают, по сравнению с малоледовитыми годами, более энергично, на что указывают темпы нарастания и разрушения льдов от месяца к месяцу. Соответственно термохалинная и гидрохимическая структуры деятельного слоя, а также развитие продукционных процессов в эти годы должны иметь свои особенности. Их анализ — задача отдельных целенаправленных исследований. Здесь же на основе литературных данных и с привлечением, к сожалению, ограниченного фактического материала показаны некоторые проявления этих особенностей.
Для выявления межгодовых особенностей гидрологических условий были привлечены материалы съемок, выполненных в Охотском море в малоледовитом 1997 и высоколедовитом 2000 г. Уже предварительный анализ фактических данных показал, что межгодовые различия гидрологических условий, обусловленные колебаниями ледовитости, в прибрежных (мелководных) и открытых (глубоководных) районах моря проявляются неодинаково. Связано это прежде всего с тем, что в открытых районах моря, в отличие от прибрежных, где зимняя вертикальная циркуляция проникает до дна, основное влияние на характер льдообразования и формирование термохалинной структуры оказывает тепло промежуточных слоев. Оно уменьшает толщину льда и глубину конвекции, препятствуя тем самым распространению процесса выхолаживания на большие глубины (Булгаков, 1961). Величина теплосодержания промежуточных слоев зависит от поступления тихоокеанских вод, присутствие которых в северной части моря прослеживается только за пределами шельфовой зоны (Мороз, 1998). Особенности термохалинной структуры вод прибрежных районов (глубины до 200 м), характерные для экстремальных по ледовитости лет, можно проследить на примере западнокамчатского шельфа.
В годы высокой ледовитости структура шельфовых вод (зимняя модификация) характеризуется достаточно хорошо выраженной стратификацией и по температуре, и по солености. Напротив, в годы низкой ледовитости во всем слое наблюдается слабо выраженная, часто близкая к отрицательной, термохалинная стратификация. Тонкая структура вод характеризуется сочетанием однородных по температуре слоев со слоями слабого, но устойчивого ее роста при очень небольшом (не более чем на 0,1-0,2 епс) росте солености во всем слое от поверхности до дна. В целом структура шельфовых вод в годы высокой ледови-тости относится к монотонному термохалинному типу (мТS), а в годы низкой ледовитости — к немонотонному термическому—монотонному халинному (нТмS). Термохалинные различия вод придонного слоя в эти годы также вполне очевидны: в среднем температура в годы высокой и низкой ледовитости соответственно минус 1,7 — минус 1,5 0С и от минус 1,5 до плюс 0,5 0С и соленость около 33,0 и 32,6-32,8 епс.
За свалом глубин (глубины более 200 м) резких структурных различий в такие годы нет. Структура вод характеризуется немонотонным изменением с
глубиной температуры и монотонным — солености (нТмS), что указывает на ее принадлежность к субарктическому типу. Четко выраженный холодный подповерхностный слой (ХПС) как элемент структуры водных масс в это время года не выделяется, но в годы с низкой ледовитостью признаки этого слоя все же наблюдаются на севере, вблизи границы распространения сплоченных льдов. Напротив, другой элемент структуры — теплый промежуточный слой — вне зависимости от ледовитости года всегда прослеживается достаточно определенно.
В открытых районах моря различия, связанные с межгодовыми колебаниями ледовитости, наиболее заметны по величинам температуры и солености хорошо развитого зимой поверхностного однородного слоя (ПОС). Так, в годы высокой ледовитости температура слоя заметно ниже (от минус 0,5 до минус 1,5 0С), чем в годы низкой (от 0,8 до 0,2 0С). Соленость же ПОС в годы различной ледовитости при сформировавшемся ледовом покрове практически не изменяется. Несколько повышенные величины солености в целом характерны для малоледовитых лет — 32,8-32,9 по сравнению с 32,6-32,9 епс в высоколедовитые. При этом самые низкие величины солености наблюдаются в наиболее северных частях района. Относительно пониженные величины солености в суровые по условиям годы, очевидно, обусловлены кристаллизацией солей при быстром образовании льда, которая препятствует их миграции в поверхностный слой. В придонных слоях межгодовые различия по солености практически не прослеживаются.
Весной, по мере прогрева поверхностного слоя, формируется хорошо выраженный ХПС. Межгодовые различия его характеристик наиболее определенно проявляются в более низких температурах ядра слоя в высоколедовитые годы (до минус 1,5 0С) в сравнении с температурами в малоледовитые (не ниже 0,1 0С).
Основные особенности гидрологических условий, характерные для аномальных по ледовитости лет, прослеживаются и в других частях моря, подверженных льдообразованию. Так, в северо-западной части моря, которая освобождается от льда позднее других, весной в годы высокой ледовитости поверхностные температуры, как правило, значительно ниже, чем после малоледовитых зим, соответственно 1-3 0С и 2-5 0С. Так же хорошо различия прослеживаются и в придонном слое, где в такие годы температуры изменяются соответственно от минус 1,7 до 0,0 0С и от минус 1,5 до плюс 0,5 0С. По солености межгодовые различия, судя по имеющимся данным, в поверхностном слое практически не прослеживаются, а в придонном выражены несущественно. Понятно, что объясняется это не отсутствием межгодовых различий по солености, а отсутствием наблюдений в периоды становления и начала разрушения ледового покрова, когда такие различия наиболее заметны.
К числу других особенностей гидрологических условий, очевидно, можно отнести и некоторое сокращение области распространения глубинных тихоокеанских вод в районе банки Кашеварова, наблюдаемое в годы высокой ледовито-сти. То обстоятельство, что температура и соленость этих вод не испытывают при этом существенных межгодовых изменений, говорит о том, что аномальная ледовитость — явление не связанное с межгодовыми колебаниям притока тихоокеанских вод в Охотское море.
Большой интерес представляет вопрос о влиянии экстремальной ледовито-сти на процесс образования холодных осолоненных придонных вод (ХОПВ) в заприпайных полыньях преимущественно северного и северо-западного побережий моря (Гладышев и др., 1998). Решение этого вопроса, учитывая роль, которую играют ХОПВ в формировании термохалинного облика северо-тихоокеанс-ких промежуточных вод, требует в специальных исследований. Здесь же ограничимся информацией общего характера.
Судя по имеющимся данным, заприпайные полыньи образуются, как правило, в годы высокой ледовитости и обычно в конце зимы — в марте. Так, в мало-
ледовитом 1996 г. полыней не было, а в высоколедовитом 2000 г. они появились только в третьей декаде марта на участке побережья от Охотска до Магадана и к началу апреля распространились вплоть до района Ш антарских островов. Ни у восточного побережья Сахалина, ни у западного Камчатки и в зал. Шелихова полыней не было. В течение апреля площадь заприпайных полыней увеличивалась, и в первой декаде мая все северное прибрежье было свободно от льда, но термин "полынья" в данном случае вряд ли применим. Принимая во внимание начавшийся рост температуры воздуха, переход которой через "нуль" происходит здесь в мае, можно предположить, что образования ХОПВ в апреле—мае уже не происходит. Обращает на себя внимание еще и то обстоятельство, что при очевидном различии значений придонных температур и соленостей в 1997 и 2000 гг. оно не так велико, как это можно было бы ожидать исходя из резко различающихся ледовых условий: соответственно минус 1,5 — минус 0,5 °С, 33,0-33,2 епс и минус 1,7 — 0,0 °С, 33,2-33,4 епс. Все эти факты позволяют предполагать, что объемы образующихся ХОПВ в основном зависят не столько от наличия заприпайных полыней, которые и наблюдаются не каждый год и существуют ограниченное время, сколько от суровости зимы.
В гидрохимическом отношении ХОПВ характеризуются высокими концентрациями биогенных веществ и пониженным содержанием растворенного кислорода, что свидетельствует о слабом обмене свойствами с прилегающими водами шельфа. Существует мнение, что определенная обособленность ХОПВ блокирует выход на шельф склоновых вод, исключая тем самым запас биогенных веществ этих вод из продукционного цикла (Гладышев и др., 1998). Отсюда следует, что в годы с тяжелой ледовой обстановкой и, следовательно, большим объемом ХОПВ продуктивность северного шельфа моря должна быть пониженной. Как будет показано ниже, это предположение представляется небесспорным и требует серьезных доказательств.
Известно, что процессы образования и таяния льдов относятся к числу основных факторов, определяющих гидрохимическую структуру деятельного слоя моря. К сожалению, из-за отсутствия необходимых данных показать особенности гидрохимической структуры деятельного слоя моря во время образования и разрушения ледового покрова не представляется возможным, а крайне ограниченный фактический материал позволяет отметить только некоторые ее особенности.
Содержание биогенных веществ в поверхностном слое в конце зимы зависит от глубины конвективного перемешивания, т.е. чем суровее зима, тем глубже проникает конвекция и тем выше концентрация биогенных веществ в поверхностном слое воды. Весной, с началом таяния льдов, ситуация, по-видимому, должна измениться на обратную — более высокие концентрации биогенных веществ следует ожидать в годы с малоледовитыми зимами. Это предположение основано на том, что в вегетационный период фотосинтез (а следовательно и потребление биогенных веществ) наиболее интенсивно происходит после суровых зим. Связано это не только с поступлением в воду из тающего льда биогенных веществ, но и с высвобождением из льда и включением в продукционный процесс ледовых форм планктона (Зубов, 1938; Федосов, Ермаченко, 1961; Буй-ницкий, 1974).
Из сравнительного анализа очень небольшого числа зимних и ранних весенних наблюдений следует, что в высоко- и малоледовитые годы (1977, 1978, 1981 и 1976, 1984, 1990) поверхностные концентрации кремния изменялись следующим образом: в марте 1977 г. — 60,9 мкг-ат/л и в марте 1990 г. — 31,2 мкг-ат/л, но в апреле (соотношение изменилось) 1981 г. — уже 30,8 мкг-ат/л и в 1976 г. — 34,5 мкг-ат/л, а в мае 1978 и 1984 гг. — соответственно 4,0 и 9,0 мкг-ат/л. Такая же тенденция прослеживается в мае и по фосфатам: в холодном 1977 г. — 0,6 мкг-ат/л и в теплом 1984 г. — 0,9 мкг-ат/л. Заметим, что все приведенные выше данные являются средними для одного района — 48-
51° с.ш. и 148-152° в.д. Что касается гидрохимической структуры деятельного слоя, то из-за отсутствия фактических данных можно высказать только некоторые предположения. В частности, изменение солевого состава подледной воды в условиях суровой зимы, обусловленное вымораживанием (опреснением) льда, должно способствовать конвекции и, следовательно, все большему упрощению (за счет выравнивания свойств) структуры слоя. Несомненно, что есть и другие гидрохимические проявления межгодовых изменений ледовитости, для характеристики которых пока нет данных. Косвенно об их присутствии можно судить по межгодовым изменениям распределения фитопланктона.
Так, сопоставление материалов весенних съемок северной части Охотского моря 1997 и 2000 гг. показывает, что в целом биомасса фитопланктона в малоледовитом 1997 г. была заметно ниже, чем в высоколедовитом 2000 г. Интересно, что наиболее высокая биомасса фитопланктона (до 1000 мг/м3) в 1997 г. была на крайнем севере и северо-западе моря, т.е. в районах с наиболее тяжелой в том году ледовой обстановкой. Для сравнения — в районе банки Кашева-рова в 1997 г. биомасса фитопланктона была не более 200 мг/м3, а в 2000 г. — не ниже 900 мг/м3. Следует отметить, что в 2000 г. биомасса фитопланктона повсеместно, даже в районах с менее тяжелыми на общем фоне ледовыми условиями, как, например, западнокамчатском, была заметно выше, чем в 1997 г. — соответственно 34-95 и до 20 мг/м3. Что касается биомасс различных фракций зоопланктона, то в 1997 г. относительно 2000 г. доминировали мелкая и средняя фракции, а в 2000 г. — крупная. Обращает на себя внимание то обстоятельство, что в распределении зоопланктона в 2000 г., в отличие от 1997 г., прослеживается много общего с распределением фитопланктона, что, вероятно, связано с различной устойчивостью структуры поля течений в эти годы.
Вряд ли можно объяснить межгодовые различия в продукции фитопланктона только более высокими в 2000 г. стартовыми концентрациями биогенных веществ. Несомненно, что в данном случае срабатывает комплекс факторов, благотворно влияющих на интенсивность продукционного процесса, в том числе и стратификация верхнего слоя. Известно, что временно возникающая стратификация положительно влияет на продуктивность фитопланктона: клетки задерживаются в освещенной зоне, поступление биогенных веществ какое-то время не прерывается (Сорокин, 1961). Но в малоледовитые (теплые) годы прогрев верхнего слоя идет достаточно быстро, что приводит к формированию резко выраженного термоклина, поступление питательных веществ из нижележащих слоев замедляется и при сохранении сложившейся стратификации прекращается совсем. Весной после суровых зим талые воды устойчиво понижают температуру поверхностного слоя, поддерживая тем самым механизм чисто термической конвекции и, следовательно, поступление в освещенную зону биогенных веществ.
Отсутствие необходимых данных не позволяет оценить влияние характера ледовитости на распределение промысловых объектов. Сам факт такого влияния, особенно в пределах шельфовой зоны, не должен вызывать сомнений. В качестве примера можно указать на западно-камчатский шельф, где в распределении камчатского краба ежегодно отмечаются изменения, определенно связанные с межгодовой изменчивостью океанологических условий.
Совершенно очевидно, что наиболее заметно океанологические различия, присущие годам с экстремальными ледовыми условиями, должны прослеживаться в пределах шельфовой зоны. Однако процессы образования и таяния льдов в Охотском море имеют не только региональное значение: их влияние много-планово и выходит за границы самого моря. Так, в настоящее время считается установленным, что Охотское море является одним из очагов северо-тихоокеан-ских промежуточных вод, образующихся в прибрежных районах северной части моря между Шантарскими островами и Магаданом, а также в зал. Шелихова (Та11еу, 1993; Yasuda, 1997). Установлено, что дрейф и таяние льдов в Охотском
море оказывают непосредственное влияние на формирование зимней модификации поверхностных вод субарктической структуры в северо-западной части Тихого океана и на динамику течения Ойясио (Булгаков, 1968; Akagawa, 1980). Естественно, что проявления этих процессов будут тем заметнее, чем выше ледовитость и наоборот. Именно поэтому при определении гидрологического типа года и оценке возможного уровня продуктивности отдельных районов моря учет характера ледовитости представляется совершенно необходимым.
Литература
Алекин O.A. Основы гидрохимии. — Л.: Гидрометеоиздат, 1953. — 443 с.
Блинов Л.К. Солевой состав морской воды и льда // Тр. ГОИН. — 1965. — Вып. 83. — С. 5-55.
Богоров В.Г. Особенности сезонных явлений в планктоне полярных морей и их значение для ледовых прогнозов // Зоол. журн. — 1939. — Т. 18, вып. 65. — С. 735-747.
Буйницкий В.Х. Важнейшие проблемы морского ледоведения // Океанол. — 1971. — Т. 11, вып. 5. — С. 827-834.
Буйницкий В.Х. Органическая жизнь в морском льду // Вестн. ЛГУ. — 1974. — Геология. География. — Т. 18, вып. 3. — С. 76-81.
Булгаков Н.П. О роли конвекции в механизме передачи тепла глубинных атлантических вод // Океанол. — 1961. — Т. 1, вып. 1. — С. 45-52.
Булгаков Н.Л. Льды // Гидрология Тихого океана. — М.: Наука, 1968. — С. 434-468.
Волковинский В.В., Федосов М.В. О формировании первичной продукции в антарктических водах // Океанологические исследования. — 1965. — Т. 13. — С. 115-122.
Гладышев С.В, Аржанова Н.В., Налетова И.А., Сапожников В.В. Межгодовая изменчивость скорости формирования осолоненных вод в полыньях Охотского моря и их влияние на гидрохимическую структуру шельфа // Океанол. — 1998. — Т. 38, вып. 6. — С. 857-862.
Гуман А.К. Особенности талой воды // Структура и роль воды в живом организме. — Л.: ЛГУ, 1966. — Вып. 1. — С. 179-189.
Ермаченко И.А. Условия новообразования и распада органического вещества в зоне льдов Гренландского и Баренцева морей // Тр. ВНИРО. — 1965. — Т. 57. — С. 161-171.
Зубов Н.Н. Морские воды и льды. — М.: Гидрометеоиздат, 1938. — 451 с.
Зубов Н.Н. Льды Арктики. — М.: Главсевморпуть, 1945. — 360 с.
Лобов А.Л., Перминов В.М., Цыцарин А.Г. Формирование полей основных гидролого-гидрохимических характеристик в водах северного Каспия в ледовый период. — М., 1993. — 51 с. — Деп. в ВИНИТИ, № 2481-В 93.
Мороз И.Ф. Термохалинная структура и динамика вод северной части Охотского моря летом 1997 г. // Изв. ТИНРО. — 1998. — Т. 124. — С. 667-680.
Несветова Г.И. Влияние положения кромки льдов в Баренцевом море на формирование биопродуктивных районов // Вопросы промысловой океанологии северного бассейна. — М., 1995. — С. 111-121.
Орадовский С.Г. Изучение биогенного химического состава льдов Баренцева моря // Тр. ВНИРО. — 1972. — Т. 75. — С. 65-73.
Русанов В.П. Гидрохимическая характеристика поверхностных вод Арктического бассейна // Биология центрального Арктического бассейна. — М.: Наука, 1980. — С. 15-35.
Русанов В.П., Яковлев Н.И., Буйнович А.Г. Сезонная и межгодовая изменчивость гидрохимических характеристик в Северном ледовитом океане // Тр. ААНИИ. — 1979. — Т. 355. — С. 126-137.
Скороход А.И., Цыцарин А.Г. Исследование внутригодовой изменчивости солевого состава вод северного Каспия // Метеорология и гидрология. — 1996. — Т. 1. — С. 36-43.
Сорокин Ю.И. Влияние стратификации водных масс и подводной освещенности на первичную продуктивность в океане // Первичная продуктивность морей и внутренних водоемов. — Минск, 1961. — С. 32-39.
Федосов М.В. Формирование химической основы первичной продуктивности в северных морях // Тр. ВНИРО. — 1962. — Т. 46, сб. 1. — С. 13-17.
Федосов М.В., Ермаченко И.А. Интенсивность образования и распада органического вещества в северных морях. Первичная продуктивность морей и внутренних водоемов. — Минск, 1961. — С. 40-46.
Цыцарин А.Г. Солевой состав льда и подледной воды Аральского моря. — М., 1987. — 27 с. — Деп. в ВИНИТИ, № 9121-В 87.
Ширшов П.П. Планктон как индикатор ледового режима моря // Ширшов П.П. Избр. тр. — М.: Наука, 1982. — С. 133-202.
Akagawa M. Relations between pac-ace in the Okhotsk sea and oceanographic conditions off Hokkaido and Tohoku // Уми то сора. — 1980. — Vol. 4. — Р. 169-181.
Dyakov B.S., Nikitin A.A., Muktepavel L.S., ShatilinaT.A. Variability of the Japan and Okhotsk Seas ice cover depending on the geopotential field H500 average over the Far Eastern region // PICES Sci. Rep. — 1999. — № 12. — P. 19-23.
Newbury T. Sea ice and oceanographic conditions // Oceanus. — 1986. — Vol. 29, № 1. — P. 24-30.
Talley I. Distribution and formation of North Pacific Intermediate waters // Journ. Phys. Oceanogr. — 1993. — Vol. 25. — P. 475-501.
Yasuda I. The origin of North Pacific Intermediate waters // Journ. Geoph. Res. — 1997. — Vol. 102. — P. 893-909.
Поступила в редакцию 22.01.03 г.
