Описание
Берингово море
  Физико-географические характеристики и гидрометеорологические условия
Гидрологическая характеристика
Гидрохимические характеристики
Гидролого-акустические характеристики
Охотское море
Японское море
Иллюстрации
Данные
Программы
Другие ресурсы в Интернет

АТЛАС ПО ОКЕАНОГРАФИИ
БЕРИНГОВА, ОХОТСКОГО И ЯПОНСКОГО МОРЕЙ

БЕРИНГОВО МОРЕ

Физико-географические характеристики и гидрометеорологические условия

Берингово море расположено в северной части Тихого океана между Азиатским и Северо-Американским континентами на западе и востоке - и дугой Алеутских и Командорских островов на юге. На севере оно соединяется с Северным Ледовитым океаном через Берингов пролив, а на юге – с Тихим океаном через многочисленные проливы Командоро-Алеутской островной гряды. Берингово море относится к полузамкнутым окраинным морям смешанного материково-океанического типа. Занимая пространство между параллелями 66030' и 51022' с. ш. и меридианами 162020' в. д. и 1570 з. д., оно имеет площадь 2315 тыс. км2, объем 3796 тыс. км3 и является третьим по величине бассейна морем в Мировом океане. Среднее значение глубины моря составляет 1640 м, а максимальное – 4420 м (в Камчатском проливе). Общая протяженность береговой линии, имеющей сложные, изрезанные очертания, равняется 13340 км.

Основные морфологические зоны в рельефе дна Берингова моря – шельф и островные отмели, материковый склон и глубоководная котловина - хорошо выражены на батиметрической карте. Главной особенностью рельефа является преобладание двух основных батиметрических уровней – шельфовой зоны (0 – 200 м) и абиссальной котловины с глубинами более 1000 м, которые четко локализованы в северо-восточной и юго-западной частях моря и сравнимы по занимаемой площади. Обширная материковая отмель шириной 600-1000 км представляет собой пологую подводную равнину, в пределах которой развиваются специфические гидрологические и био-гидрохимические процессы и формируются обособленные водные массы. Материковая отмель у берегов Камчатки и островов Командоро-Алеутской гряды более узкая и ее рельеф более сложен. Сравнительно узкий материковый склон (200-3000 м) почти на всем протяжении переходит в глубоководное ложе обрывистыми уступами и сильно расчленен. Дно глубоководной зоны относительно ровное. Здесь, в юго-западной части моря, расположены два подводных хребта (Ширшова и Бауэрс), которые не являются существенным препятствием для водообмена. Проливы, соединяющие море с Тихим океаном, играют важную роль в формировании гидрологического режима и общей циркуляции вод. Суммарная протяженность их поперечного сечения, определяющая водообмен через южную границу, составляет 731 км. Наиболее глубоководные проливы расположены в западной части островной дуги. Здесь их глубина достигает 760-4400 м при ширине 125-360 км (пр. Камчатский, Ближний, Амчитка, Булдырь). Большинство других проливов относительно мелководны (до 100 м). Берингов пролив, на севере моря, имеющий глубину 42 м и ширину 85 км, не играет существенной роли во внешнем и внутреннем водообмене бассейна.

Климат региона относится к муссоному типу, особенностью которого является сезонная смена господствующих ветров и заметные различия в ходе метеорологических элементов в течение года. Из за большой протяженности моря здесь наблюдаются также и значительные климатические различия между отдельными районами моря. В целом к северу от 550 с. ш. климат, особенно в прибрежной зоне, является более суровым, континентальным. Южнее, где стабилизирующее влияние океана на климат увеличивается, он более мягкий, типично морской. Здесь наблюдаются меньшие амплитуды колебания температуры воздуха, большие значения количества осадков и облачности. При этом, за счет неравномерного выхолаживания, западные районы моря холоднее восточных. Основной климатический фон формируется циркуляционными факторами, т. е. переносом воздушных масс, а не радиационными составляющими. На протяжении года Берингово море находится под воздействием трех основных атмосферных барических образований, оказывающих влияние на формирование и перемещение воздушных масс и распределение метеорологических элементов над его акваторией: Алеутского минимума, Северо-Тихоокеанского максимума и Сибирского зимнего антициклона. Их положение и интенсивность значительно меняются от сезона к сезону, но в холодное время года они выражены наиболее контрастно. Зимой над большей частью акватории преобладают сильные ветры северного и северо-восточного направлений, переносящие из полярного бассейна и с континента холодный арктический воздух. В это время в юго-восточной части моря наблюдаются и ветры южного и юго-западного направлений, а в южной – преобладают западные и восточные румбы. В летний период над всей акваторией моря преобладают ветры южных румбов. Средние годовые значения скорости ветра в прибрежных районах составляют 6-8 м/с, а в открытых районах моря 8-12 м/с, увеличиваясь в направлении с севера на юг. Относительно высокой является здесь повторяемость глубоких циклонов в холодный период года и связанных с ними штормов (от 5-10 до 15-20 дней в месяц). Особенно опасными для мореплавания являются зимние штормы, сопровождающиеся, особенно в южной части моря, развитием сильного волнения (высота волн более 10 м) и обледенением судов. Максимальные скорости штормовых ветров зимой достигают 38-45 м/с, а летом – до 37 м/с.

Максимальные высоты волн на акватории Берингова моря по данным судовых наблюдений за период с 1965 по 1989 гг.[15]

12% обеспеченности

Месяц

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Высота, м

10

10

12

8

8

8

8

9

8

10

13

12

Приведенные к 3% обеспеченности

 

Высота, м

13,0

13,0

15,6

10,4

10,4

10,4

10,4

11,7

10,4

13,0

16,9

15,6

Самыми холодными месяцами года являются январь и февраль, а самыми теплыми – июль и август. Среднемесячные величины температуры воздуха в холодные месяцы составляют +1…-40 в юго-западной и южной частях моря и –15…-200 на севере (здесь, в приконтинентальных районах, она может опускаться до –40…-500). В теплые месяцы, когда происходит перестройка барических систем, воздух над акваторией моря прогревается до 4-130. В целом море характеризуется отрицательной годовой суммой баланса тепла на его поверхности (за исключением самых южных районов) и преобладанием количества осадков над испарением [4, 7, 8, 11, 16, 31].

В настоящее время Берингово море является одной из наиболее продуктивных морских экосистем в мире. Здесь сосредоточено до 40 % общего объема рыбного промысла США.

<<<Вверх>>>

Гидрологическая характеристика

Гидрологический режим описываемого района определяется в основном его географическим положением, климатическими условиями, характером водообмена с Тихим океаном и рельефом дна. У побережий существенное значение приобретают, кроме того, материковый сток, приливо-отливные явления и конфигурация береговой черты. В данном разделе кратко изложены основные сведения о пространственном распределении и изменчивости температуры и солености морской воды, водных массах, течениях, приливах и ледовых условиях Берингова моря, основанные на опубликованных работах [1, 4, 11, 12, 16, 31, 32[ и анализе графического материала Атласа. Все значения температуры воздуха и воды приведены в градусах Цельсия (oС), а солености - в промилле (1 г/кг = 1‰).

Горизонтальное распределение температуры воды

Фактические характеристики поля горизонтального распределения температуры воды на поверхности и глубинных горизонтах формируются и непрерывно изменяются под действием физических процессов разного масштаба и интенсивности, протекающих на поверхности и в толще вод моря. Колебания этих характеристик наиболее отчетливо выражены в поверхностном, деятельном слое моря, где отчетливо прослеживается их короткопериодная и суточная изменчивость, сезонный внутригодовой и межгодовой климатический ход, непериодические колебания различной природы. Физика этих процессов и региональные особенности термического режима акватории сравнительно хорошо изучены, а ассимиляция данных многолетних гидрологических наблюдений позволяет построить обобщенные схемы пространственного распределения температуры на различных горизонтах для всех месяцев года.

Во все сезоны года, кроме летнего, температура воды на поверхности в общем повышается с севера на юг. При этом поле температуры, как и пространственное распределение амплитуд ее внутригодовых колебаний, существенно неоднородны в зональном и меридиональном направлениях. Величина внутригодовых колебаний этой характеристики на поверхности моря изменяется от 12-140 в приконтинентальных районах – до 4,5-60 на акватории Алеутской гряды. На глубине 50 м эти значения обычно меньше поверхностных в 2-4 раза, а на 100-150 м – не превышают 1,5-2,30. В летнее время за счет интенсивного вертикального перемешивания вод в районе проливов Алеутской гряды температура на поверхности в целом ниже, чем на северо-западе акватории. В октябре начинается перестройка температурного фона к зимнему состоянию и начинается формирование ледяного покрова в северо-западной части моря. Зимой и весной в районе границы беринговоморского шельфа у кромки льдов наблюдаются значительные контрасты температурного поля между северо-восточной и юго-западной частями моря. В этот период температура воды на поверхности колеблется от 0 до –1,50 на севере, до 3-40 на юге. Наиболее низкие температуры (-1,4…-1,60) наблюдаются в мелководных заливах и бухтах, вдающихся в материк, и на участках с ледяным покровом. На картах температуры хорошо видны районы поступления более теплых тихоокеанских вод на юге района и область распространения холодных вод у берегов Камчатки. В мае температура воды начинает повышаться и в августе достигает 9-120 на большей части акватории и 4-70 на севере. Август является временем наступления максимального прогрева поверхностных вод на большей части акватории. В это время в прибрежных мелководных районах температура воды обычно выше, чем в открытом море (11-140), а наиболее низкие температуры наблюдаются вблизи Берингова пролива. В сентябре-октябре начинается период осеннего охлаждения поверхностных вод и характеристики температурного поля постепенно переходят в зимнему виду. Период наибольшего охлаждения заканчивается в апреле.

Сезонные изменения температуры воды в открытой части моря охватывают верхний слой до глубин 250-300 м, глубже которого они практически отсутствуют. Ниже 400-500 м повсеместно наблюдается монотонное понижение температуры с глубиной от 3,3-3,70 до 2,7-2,90 на горизонте 1000 м во все сезоны года. По среднемноголетним данным на горизонте 200 м в глубоководных Алеутской и Командорской котловинах значения температуры в характерные месяцы повсеместно возрастают в направлении с северо-запада на юго-восток примерно от 1,0 до 4,00. Ее пространственное распределение на этом горизонте более неоднородно, чем на поверхности. Существенную роль в формированию температурного поля на глубинных горизонтах играют процессы водообмена с океаном через глубоководные проливы юго-западной части моря. По имеющимся данным значения температуры воды на горизонте 2000 м колеблются в пределах от 1,80 до 1,950, а на 3000 м – от 1,56 до 1,700.

Приведенные выше сведения отражают наиболее общие характеристики крупномасштабного распределения и изменчивости температуры воды, которые к тому же могут варьировать от года к году (колебания климата) и уточняться по мере накопления новых данных. В практическом аспекте важными, например, для промысловой океанографии и оценки состояния экосистем региона, являются не только общие, фоновые характеристики морской среды, но и фактические распределения параметров в отдельных районах. Результаты исследований показали, что существенную роль в формировании более мелких, мезомасштабных неоднородностей температурного поля на поверхностных горизонтах играют фронтальные зоны и вихревые образования, которые присутствуют в прибрежной зоне, на шельфе, в глубоководной котловине и являются объектом пристального изучения в последние годы. При этом помимо традиционных контактных методов их идентификации широко используются регулярные мониторинговые и дистанционные спутниковые наблюдения. В настоящее время карты температуры и других характеристик морской поверхности широко доступны через Интернет в реальном масштабе времени.

Вертикальное распределение температуры

По существующей классификации Берингово море располагается в области субарктической структуры вод, которая характеризуется в общем монотонным уменьшением солености с глубиной и немонотонным изменением температуры. На всей акватории моря, исключая мелководье и район Алеутской гряды, во все сезоны года на вертикальных профилях температуры и разрезах прослеживаются холодный подповерхностный (ХПС) и теплый промежуточный (ТПС) слои. Ядро холодного подповерхностного (промежуточного) слоя отчетливо выделяется только в теплый период года за пределами шельфовой зоны. В холодный период года в процессе выхолаживания деятельного слоя моря развивается конвекция, сезонный термоклин исчезает и верхняя граница холодного слоя выклинивается к поверхности. Ниже ядра этого слоя температура воды вновь увеличивается и, достигая локального максимума в ядре теплого промежуточного слоя, монотонно понижается до дна. Глубина залегания нижней границы деятельного слоя, ниже которой сезонный ход температуры почти не прослеживается, изменяется за пределами шельфовой зоны от 100-150 м в восточной части моря до 200-300 м в западной. Толщина верхнего перемешанного квазиоднородного слоя, где вертикальные градиенты температуры менее 0,010, в период с июня по ноябрь увеличивается с 10-30 м до 30-75 м и в прибрежной зоне изотермия распространяется до придонных горизонтов. В январе-марте, когда сезонный термоклин разрушается, толщина этого слоя повсеместно возрастает до 100-250 м, причем наименьшие значения (75-100 м) наблюдаются в местах вторжения в море тихоокеанских вод на юге района.

Ядро ХПС, как самостоятельного структурного элемента, формируется с началом прогрева поверхностного слоя. Значения минимума температуры и глубины залегания ядра различны в отдельных районах акватории и изменяются в сезонном ходе. Минимальные величины температуры (+1…-10) и наименьшие глубины залегания ядра (30-50 м) в период с июня по октябрь наблюдаются на беринговоморском шельфе в северо-восточной части моря. В центральной части глубоководной котловины осенью ядро ХПС с температурами 2-30 заглубляется до 100-150 м. Наибольшие значения температуры ядра (3,0-3,50) отмечаются у Алеутских островов.

Теплый промежуточный слой своим происхождением связан с трансформацией вод, поступающих из Тихого океана (в основном через пролив Ближний) и их охлаждением с поверхности в результате зимней конвекции. Глубина залегания ядра ТПС изменяется от 250 до 500 м, а значения температуры – от 3,4 до 4,00. Под ТПС до глубин 1200-2000 м располагается слой главного термоклина с монотонным понижением температуры до 1,8-1,90. Ниже него залегают глубинные воды, где температура убывает до 1,5-1,70. Они занимают большую часть всего объема моря.

Кривые вертикального распределения температуры, особенно в пределах верхнего 200-300-метрового слоя, испытывают существенные вариации в широком диапазоне временных масштабов. Так величина внутрисуточных колебаний температуры воды в отдельных районах (на свале глубин и вблизи берегов) в теплое время года может достигать 3-70.

Горизонтальное распределение солености

Основные крупномасштабные особенности поля солености определяются характеристиками водного баланса на поверхности Берингова моря (преобладание количества осадков над испарением, влияние процессов льдообразования и таяния льда), материковым стоком в прибрежных районах, а также поступлением через проливы, переносом течениями и трансформацией более соленых тихоокеанских вод. Соленость поверхностного слоя воды в целом понижается с юга на север от 33,0-33,3%0 (юго-западная и центральная части моря) до 31-32%0 во все сезоны года. Летом и в начале осени соленость вод на поверхности меньше, чем зимой, но больше, чем весной. Зимой она увеличивается за счет процессов льдообразования и уменьшения берегового стока, а весной резко падает. Максимальные значения солености (33,2-33,3%0) на поверхности наблюдаются в районе прол. Ближний, в западной части глубоководной котловины и вблизи средней части Алеутских островов, а минимальные (до 20-25%0) - в материковых заливах и бухтах прибрежной полосы. Распреснение прибрежных вод достигает своего максимума в июле. В отдельные месяцы на границе восточно-беринговоморского шельфа и в прибрежных районах отчетливо выражены зоны максимальных горизонтальных градиентов этой характеристики – фронты солености.

С глубиной соленость, как в поверхностном, так и в нижележащих слоях, непрерывно возрастает в пределах всей акватории моря, но основные черты ее пространственного распределения до горизонтов 50-75 м остаются почти неизменными. Ниже горизонта 100 м горизонтальные градиенты поля солености сглаживаются. Уже на горизонте 200 м фоновые величины пространственных изменений солености не превышает 0,5-0,6%0, а общий характер ее распределения связан с циркуляционными процессами. На горизонтах 500 и 1000 м значения солености возрастают в направлении с северо-востока на юго-запад (с 33,85 до 34,15%0 и с 34,20 до 34,50%0 соответственно), что связывается с особенностями распространения и трансформации тихоокеанских вод в пределах глубоководной котловины. В нижележащих слоях диапазон пространственных изменений солености сужается от 34,50-34,65%0 (горизонт 2000 м) до 34,60-34,65%0 (3000 м).

Как и в случае поля температуры приведенные выше сведения отражают лишь крупномасштабные, фоновые характеристики горизонтального распределения солености в Беринговом море. Имеющиеся материалы гидрологических съемок позволяют при необходимости уточнить отдельные детали этой картины и ретроспективно проследить за ее динамикой.

Вертикальное распределение солености

В отличие от температурных кривых профили солености почти идентичны во все сезоны года и в целом характеризуются монотонным убыванием солености с глубиной. Сезонные изменения проявляются, главным образом, в пределах верхнего деятельного 75-150-метрового слоя. С началом развития зимнего конвективного перемешивания, сопровождающегося льдообразованием на обширных участках акватории, значения вертикальных градиентов солености в этом слое уменьшаются и в толще деятельного слоя формируется верхний квазиоднородный слой. Зимой и весной здесь присутствуют также и слои с инверсным распределением солености. На поверхности деятельного слоя наблюдаются наибольшие внутригодовые колебания солености. Их обычные значения составляют 0,5-0,8%0 в глубоководной и 1-2%0 в мелководной частях Берингова моря. В заливах и бухтах материковой части побережья они значительно выше и могут достигать 3-7%0 и даже 10-15%0. С глубиной эти колебания затухают до 0,3-0,5%0 (1,0-1,2%0 на шельфе) на нижней границе деятельного слоя. Глубже 150 м внутригодовые колебания солености с поверхности уже не проникают. В главном галоклине, нижняя граница которого расположена на 700-1100 м, эти колебания связываются с особенностями циркуляции и проявлением процессов внутриводного обмена. Короткопериодные изменения солености на различных горизонтах определяются взаимодействием широкого спектра гидрометеорологических и динамических процессов в толще вод и на поверхности моря. Величина минимальных суточных колебаний солености (0,1%0) наблюдается на восточно-беринговоморском шельфе. В районе отдельных проливов и фронтальных зон она возрастает до 0,2-0,4%0 и 1,0-1,9%0 соответственно, и достигает максимальных значений в заливах и приустьевых областях (3,0-3,6%0). В холодное время года эти колебания заметны, главным образом, в слое скачка гидрологических характеристик.

Водные массы

Под водными массами обычно понимают сравнительно большие объемы вод, формирующихся в определенных районах, и обладающих в течение длительного времени почти постоянным и непрерывным распределением комплекса характеристик в районе образования и в ареале распространения. Водные массы образуют главные компоненты (слои, экстремумы) вертикальной структуры толщи вод. На границах между водными массами формируются фронтальные зоны, в которых обостряются горизонтальные градиенты температуры, солености и других характеристик. Как отмечалось выше, основной массе вод Берингова моря свойственна субарктическая структура, главной особенностью которой является наличие холодного и теплого промежуточного слоев, составляющих самостоятельные водные массы – промежуточную беринговоморскую и промежуточную тихоокеанскую. В целом, вся толща вод глубоководной части моря летом четко разделена на четыре слоя: поверхностный, холодный промежуточный, теплый промежуточный и глубинный. На восточно-беринговоморском шельфе в это время выделяют только две водные массы: поверхностную (более высокие значения температуры и низкие – солености) и придонную (более высокие значения солености и более низкие – температуры).

Поверхностная водная масса (ПВМ) образуется в теплое время года в результате радиационного прогрева и распреснения вод верхнего слоя. Слой, занимаемый ПВМ, имеет толщину 20-50 м и характеризуется температурой 7-100 на поверхности и 4-60 на нижней границе и соленостью около 32-33%0. Наибольшая толщина этого слоя наблюдается в открытой части моря, а минимальные значения солености (<31%0) – в прибрежной зоне.

Промежуточная беринговоморская водная масса (ПБВМ) образуется в результате осенне-зимнего конвективного перемешивания и последующего летнего прогрева. Глубина залегания ядра ПБВМ возрастает от 50 м на восточно-беринговоморском шельфе – до 100-150 м в центральной и южной части глубоководной котловины. Значения солености в ядре варьируют в сезонном ходе в пределах 32-34%0. Значения температуры ядра возрастают от +1…-10 на северо-востоке (шельф) - до 3,0-3,50 у Алеутских островов. В глубоководной части моря горизонтальное распределение солености в ядре ПБВМ более однородно чем на шельфе.

Промежуточная тихоокеанская водная масса (ПТВМ) идентифицируется в слое 100-650 (900) м во все сезоны года. Ее ядро в различных районах залегает на глубине от 250 до 500 м. Соленость в ядре ПТВМ варьирует от 33,4 до 34,0%0, а температура – от 3,4 до 4,00.

Глубинная водная масса (ГВМ) образуется в результате поступления вод через проливы из Тихого океана и их последующей трансформации. Она занимает большую часть объема моря и характеризуется слабой пространственно-временной изменчивостью гидрологических характеристик. Ее верхняя граница располагается на глубинах 800-1200 м, а ядро с максимальными значениями солености (около 34,7%0) и минимальными для ГВМ величинами температуры (около 1,50) находится на дне глубоководной котловины.

В некоторых районах моря, особенно на периферии бассейна, наблюдается некоторое видоизменение основных водных масс, вертикальная расслоенность вод стирается и появляются новые обособленные водные массы, имеющие местное значение.

Циркуляция вод и течения

Поле суммарных течений в отдельных районах моря формируется в результате сочетания различных типов движений вод с разными пространственно-временными масштабами: относительно постоянными непериодическими течениями, колебаниями сезонного и синоптического масштабов, приливными, инерционными и сгонно-нагонными явлениями. В зависимости от временного масштаба, принятого для осреднения, их характеристики могут отличаться в той или иной точке пространственных координат. Существующие схемы циркуляции вод моря базируются либо на разрозненных данных прямых наблюдений, либо получаются расчетными методами.

Главной особенностью циркуляционной системы Берингова моря является циклонический круговорот общего движения вод (против часовой стрелки) на большей части акватории. К северу от 600 с. ш. на восточно-беринговоморском шельфе прослеживается менее значительный антициклонический круговорот. Эти звенья циркуляции формируются прежде всего за счет непрерывного поступления тихоокеанских вод через проливы Командоро-Алеутской островной гряды и воздействия ветра на морскую поверхность. Основной поток тихоокеанских вод шириной 200 миль входит в море между Алеутскими и Командорскими островами и движется на север, восток и северо-восток, образуя отдельные ветви и локальные круговороты. С юга и юго-востока через Алеутские проливы со стороны Тихого океана проникают ветви Аляскинского течения, которое также оказывает существенное влияние на циркуляцию вод моря в целом. К северу от 550 с. ш. основной поток отклоняется к северо-западу и следует к корякскому побережью азиатского материка. Основной перенос вод у западной кромки восточно-беринговоморского шельфа осуществляется течением, получившим название Поперечного или Склонового беринговоморского. Средняя скорость этого течения составляет 5-10 см/с, а максимальная – 10-15 см/с (у корякского побережья). По мере приближения к азиатскому материку Поперечное течение постепенно отклоняется к западу и разветвляется на два потока. Большая часть вод поворачивает вдоль побережья к югу, давая начало холодному Камчатскому течению, которое осуществляет сброс беринговоморских вод в Тихий океан. Скорость этого течения составляет около 15 см/с (максимальные среднесуточные значения достигают 40-80 см/с, а в Камчатском проливе – 90-120 см/с). Другая ветвь поворачивает на северо-восток, давая начало Наваринскому течению, которое огибает мористую часть Анадырского залива, образуя в нем циклонический круговорот, и осуществляет перенос вод в северную часть моря - в Берингов пролив и зал. Нортон. Скорость непериодических течений в Анадырском заливе изменяется от 5 до 22 см/с, в прол. Шпанберга она составляет 5-10 см/с, а в прол. Чирикова может достигать 50 см/с. На востоке моря, в средней части беринговоморского шельфа и в центральной части глубоководной котловины скорости постоянных течений относительно невелики (2-6 см/с). В периферийных районах этих областей, на материковом склоне и у подводных возвышенностей они несколько возрастают (до 10-15 см/с). Максимальные значения скорости этих течений наблюдаются в узкостях проливов, у камчатского и корякского побережий (до 25-50 см/с). По имеющимся данным при определенных синоптических ситуациях скорость непериодических течений в отдельных районах может достигать 80 см/с.

Основные черты внутригодовой изменчивости постоянных поверхностных течений определяются крупномасштабными особенностями атмосферной циркуляции в различные сезоны, приводящими к изменениям ветрового режима над акваторией. Схемы, приведенные в атласе, дают общие представления о характере этих изменений на участках, свободных от ледяного покрова и обеспеченных наблюдениями для проведения расчетов. Из них следует, что общий циклонический характер движения вод в пределах глубоководной котловины моря сохраняется большую часть года, а максимальные значения скорости течений в отдельных ветвях циркуляции наблюдаются осенью и зимой. В районе восточно-беринговоморского шельфа наблюдается существенная перестройка поля течений от лета к зиме. В связи с преобладанием ветров северных румбов осенью и зимой вынос вод из Берингова моря в Тихий океан в юго-западной части Командоро-Алеутской гряды в это время заметно увеличивается. Приведенные схемы построены по среднемноголетним данным и характеризуют фоновые особенности поля течений. Фактические значения скорости течений непрерывно изменяются и могут возрастать в поверхностном слое в 4-5 раз под влиянием локальных барических атмосферных возмущений. Общий циклонический характер движения вод в глубоководной котловине сохраняется до горизонта 2000 м. Здесь на глубине 100 м скорости постоянных течений не превышают 5 см/с (до 10 см/с на периферии). В нижележащих слоях в отдельных районах моря на фоне значений 2-7 см/с отмечаются скорости до 10-15 см/с.

К более мелким по масштабу, но важным в гидрологическом отношении особенностям динамики вод Берингова моря принадлежат вихревые образования и меандры течений. Вихревые образования отчетливо заметны на спутниковых изображениях, где они проявляются в виде локализованных аномалий высот уровенной поверхности или поля температуры. Вихри с горизонтальными масштабами 10-200 км и скоростью вращения 20-30 см/с (более 40 см/с в Камчатском течении) обычно наблюдаются на участках акватории с глубинами более 150 м и могут существовать длительное время, внося возмущения в общую картину движения вод.

Заметный вклад в колебания скорости и направления течений Берингова моря вносят реверсивные приливо-отливные течения. Эти течения относительно слабы в открытой части моря, где они носят вращательный характер, однако в проливах, вблизи островов, у материкового побережья и отмелей их скорости составляют 1-2 м/с, а в отдельных мелководных проливах – достигают 4-6 м/с.

Приливные явления

Приливные явления в основном обуславливаются особенностями распространения в Беринговом море приливной волны из Тихого океана. Они вызывают значительные колебания уровня моря, скорости и направления течений. По характеру колебаний уровня здесь проявляются все типы приливов: полусуточные, неправильные полусуточные, неправильные суточные и суточные. На большей части акватории преобладают неправильные суточные приливы. Наименьшие суммарные величины колебаний уровня наблюдаются на севере, в районе Берингова пролива (до 0,5 м), а наибольшие – в Бристольском заливе (более 8 м). В других районах у материкового побережья и островов наибольшая величина прилива не превышает 1,5-2 м.

Ледовые условия

Берингово море является самым северным из дальневосточных морей и самым суровым по климатическим характеристикам и ледовым условиям. Зимой и весной примерно половина площади его акватории покрыта неподвижными и дрейфующими льдами. Почти вся масса льдов образуется и тает непосредственно в пределах бассейна моря. В целом продолжительность ледового периода в зависимости от суровости зимы составляет 80-252 дней в теплые зимы, 120-294 – в умеренные и 170-365 – в суровые зимы. Соответственно различными для отдельных лет являются площади ледяного покрова и время наступления максимума ледовитости. В теплые зимы льдом покрывается около 20% площади моря, а максимум ледовитости приходится на конец февраля. В умеренные и суровые зимы лед покрывает, соответственно, до 37 и 56% площади, а время наступления максимума ледовитости смещается на первую половину апреля. В этом месяце кромка льда идет от Бристольского залива через острова Прибылова и далее на запад по 57-580 с. ш. Далее, в центральной части бассейна, она постепенно опускается на юг, к Командорским островам, и проходит вдоль побережья до южной оконечности п-ова Камчатка. Южная часть моря не замерзает круглый год. Процесс льдообразования начинается в северо-западной части Берингова моря, где льды появляются в октябре и постепенно сносятся к югу. В Беринговом проливе, в заливах Анадырском и Нортон лед можно встретить уже в сентябре. В ноябре-декабре плавучие льды появляются у п-ва Камчатка и Командорских островов. Зимой вся северная часть моря заполняется тяжелыми, непроходимыми льдами толщиной до 6 м. Под влиянием ветров и течений ледяные поля находятся в движении. В результате периодического сжатия и разряжения в ледяном покрове образуются торосы высотой до 20 м, полыньи и разводья. Некоторая часть льда выносится на север, в Чукотское море.

Во второй половине апреля начинается процесс очищения моря от льда. Кромка льда быстро смещается к северу и в июне-июле море полностью очищается от льда. Однако в западной половине Берингова пролива лед может встречаться на протяжение всего года. На характеристики ледового режима заливов, бухт и отдельных проливов сильное влияние оказывают ветры нагонных и отжимных направлений. Статистические характеристики распределения по акватории и изменчивости различных параметров ледяного покрова сравнительно хорошо изучены на основании многолетнего ряда наблюдений и подробно описаны в специальной литературе.

<<<Вверх>>>

Гидрохимические характеристики

В данной версии атласа гидрохимические характеристики представлены в виде карт распределения на различных горизонтах среднемноголетних значений содержания растворенного кислорода (ml/l), фосфатов (μM), нитратов (μM), силикатов (μM) и хлорофилла (μg/l) для зимы, весны, лета и осени без дополнительного описания. В источнике использованных данных (WOA'98) временные рамки гидрологических сезонов определены следующим образом. Зима: январь-март. Весна: апрель-июнь. Лето: июль-сентябрь. Осень: октябрь-декабрь [22].

<<<Вверх>>>

Гидролого-акустические характеристики

Наиболее важной гидроакустической характеристикой структуры вод является скорость распространения звука в воде. Известно, что скорость распространения звука в морской воде зависит в основном от трех факторов: температуры, солености и гидростатического давления (причем, степень влияния каждого из указанных факторов различна).

Вертикальная структура поля скорости звука в Беринговом море летом и осенью характеризуется следующими особенностями:

  • наличием сравнительно тонкого (до 30 м) верхнего однородного слоя с максимальными значениями скорости звука;
  • <

  • большими отрицательными градиентами (до 1 сˉ¹) в подстилающем слое до глубин 50-80 м;
  • минимальными градиентами в холодном промежуточном слое, толщина которого изменяется от 50-100 м в центре моря до 150-200 м в западной части;
  • положительными градиентами в постоянном тахоклине на глубинах 150-250м (около 0,1 сˉ¹), величина которых постепенно уменьшается до дна.

Зимой в юго-западной и северной частях Берингова моря с усилением ветрового и конвективного перемешивания, образуется однородный слой с минимальными значениями (и градиентами) скорости звука до глубин 100-200 м. В это время на поверхности моря значения скорости звука меньше 1450 м/с, а минимальные значения (менее 1445 м/с от поверхности до дна) наблюдаются в Анадырском заливе. В глубоководной части моря вертикальная структура вод формируется в значительной степени под воздействием адвекции через проливы вод северной части Тихого океана, поэтому зимой значения скорости звука здесь не опускаются ниже 1455 м/с.

Границы взаимодействия субарктических вод с водами центральной части Берингова моря хорошо прослеживаются по характеру горизонтального распределения скорости звука. Это выражается в том, что большую часть года изотахи на поверхности моря направлены параллельно побережью в юго-западной части и практически по широте в центральной части моря. При этом горизонтальные градиенты в переходных зонах достигают 0,6-0,4 м/с на милю в течение всего года, что в несколько раз превышает фоновые значения (0,10-0,09 м/с). Смешение различных по своим характеристикам вод приводит к неравномерности поля скорости звука в области подводного звукового канала (ПЗК). Для прибрежных шельфовых вод характерно изменение глубины оси ПЗК от 0 м зимой до 50-60 м весной. В районе свала глубин в юго-западной части в холодный период года происходит сползание холодных и распресненных шельфовых вод под более теплые и соленые трансформированные субарктические воды. В результате глубина положения оси ПЗК (скорость звука 1450-1455м/с) летом здесь увеличивается до 150 м и более. В центральной и южной частях моря ширина ПЗК достигает 2500 м, а значения скорости звука на оси канала увеличиваются до 1456-1468м/с. При этом ось звукового канала поднимается до глубин 100-125 м. В это время наблюдаются максимальные вертикальные градиенты скорости звука в сезонном термоклине (более 1 сˉ¹), а толщина однородного слоя со скоростью звука 1475-1485 м/с увеличивается до максимальных значений. Максимальная амплитуда сезонных изменений (до 35-40 м/с) отмечается на поверхности моря.

Ниже более подробно рассмотрены характеристики поля скорости звука для района всего восточного побережья п-ва Камчатка [10]. По вертикальному распределению значений скорости звука в этом районе можно выделить следующие основные зоны:

  • Приповерхностную, в которой происходят основные изменения значений скорости звука в результате сезонного хода гидрометеорологических характеристик. В холодное время года в результате охлаждения и конвекции здесь формируется достаточно однородный слой вод с положительным вертикальным градиентом скорости звука, где значения скорости звука по вертикали отличаются не более чем на 2 - 3 м/с. Толщина этого слоя изменяется от 50-90 м в открытом океане до 100-250 м в заливах п-ова Камчатка. Обычно в заливах значения скорости звука на 4 - 5 м/с меньше, чем в открытом океане. В теплое время года в этой зоне в результате теплового взаимодействия океана и атмосферы образуется приповерхностный квазиоднородный слой вод, толщина которого максимальна в открытом океане, но не превышает 25 - 30 м, и минимальна в антициклонических вихрях - менее 10 м. Под этим слоем до глубины 40 - 50 м образуется сезонный тахоклин, где отрицательный вертикальный градиент скорости звука может достигать 4 сˉ1. Значения скорости звука в приповерхностном слое в открытом океане и в заливах полуострова существенно отличаются, например в Авачинском заливе в сентябре эта разница составляет 10-15 м/с. Диапазон же сезонных колебаний скорости звука на поверхности океана достигает 40 - 50 м/с как в заливах, так и в открытом океане.

  • Зону, совпадающую с холодным промежуточным слоем, где положительный градиент скорости звука минимален. В открытом океане эта зона минимальна или практически отсутствует, а вблизи материкового склона и в Камчатском течении изменяется от 100 до 300 м.
  • Зону постоянного тахоклина, толщина которого изменяется от 50 - 75 м в открытом океане до 100 - 150 м в антициклонических вихрях и над материковым склоном. Вертикальный градиент скорости звука составляет здесь 0,2 – 0,5 с1.
  • Зону, совпадающую с теплым промежуточным слоем, расположенную от 150 до 400 м в открытом океане и от 250 - 450 м до 500-650 м в заливах полуострова Камчатка. Для этой зоны характерны положительный вертикальный градиент скорости звука, несколько меньший, чем в предыдущей зоне.
  • Глубинную зону, расположенную глубже 450 м в открытом океане и глубже 650 м вдоль побережья полуострова Камчатка. Для этой зоны характерны небольшой положительный вертикальный градиент скорости звука, близкий к гидростатическому, и очень небольшая изменчивость акустических свойств.

Вертикальная структура поля скорости звука на шельфе отличается от структуры глубоководных районов отсутствием последних трёх зон. На шельфе стратификация поля скорости звука обусловлена влиянием вертикальной циркуляции в зонах апвеллинга, осенне-зимней конвекцией, распреснением поверхностных вод материковым стоком и осадками. Зимой в результате охлаждения поверхностного слоя воды минимальные значения скорости звука находятся на поверхности. Однородный слой со значениями скорости звука 1443 - 1445 м/с в это время распространяется до глубин 100 - 150 м, далее до постоянного тахоклина градиенты скорости звука достигают 0,05 сˉ¹. В тахоклине на глубинах 350 - 450 м средний градиент скорости звука достигает 0,1 сˉ¹ и не меняется в течение года, а его положение по вертикали под влиянием вихревых образований может изменяться на 100 м. В апреле - мае, благодаря началу прогрева поверхностного слоя воды, происходит формирование сезонного тахоклина, который вплоть до июля располагается у поверхности, а его толщина достигает 40 м. Градиенты скорости звука за это время изменяются от 0,01 в апреле до 0,72 сˉ¹ в июле. Таким образом, в апреле - мае начинается образование подповерхностного минимума скорости звука. В мае он находится на глубине 100 м, затем его глубина колеблется в пределах от 40 до 110 м. Формируется линза холодных вод, в которой значения скорости звука не превышают 1455 м/с, а ее толщина изменяется от 100 до 200 м. К осени значения скорости звука в холодной линзе несколько увеличиваются - от 1448 до 1455 м/с (минимальные), в декабре минимум скорости звука опускается до глубины 150 м.

В холодное время года в исследуемом районе формируется звуковой канал, распространяющийся от поверхности океана до дна, а минимум скорости звука находится на поверхности. В теплое время года, во время формирования и существования подповерхностного звукового канала, ширина его изменяется от 400 до 1500 м, увеличиваясь в сентябре до 2000 - 2500 м. У поверхности воды в это время образуется однородный слой толщиной до 20 метров, где значения скорости звука превышают 1490 м/с. К декабрю ширина звукового канала уменьшается до 450 м, с одновременным образованием приповерхностного звукового канала до глубин 100 - 150 м.

Горизонтальное распределение скорости звука на поверхности, на оси подводного звукового канала, а также на более глубоких горизонтах практически одинаково. Изолинии скорости звука располагаются параллельно побережью. При этом минимальные значения как на поверхности океана, так и на оси канала прослеживаются вдоль материкового склона, где толщина холодного промежуточного слоя максимальна. В антициклонических вихрях изолинии скорости звука замыкаются, с одновременным увеличением горизонтальных градиентов скорости звука. На определенном расстоянии от побережья, где толщина холодного слоя уменьшается до минимума, существует своеобразная фронтальная зона до глубины 400 - 500 м, проявляющаяся во всех океанологических характеристиках. Наиболее значительные перепады в поле скорости звука (до 25 - 30 м/с) здесь отмечены в летне-осенний период на глубинах 25 - 40 м. В начале весны они не превышают 4-6 м/с. На оси подводного звукового канала значения скорости звука изменялись не столь существенно, не более чем на 6 м/с. На глубинах 200 - 300 м эти изменения достигали 10 - 15 м/с. Глубже 500 м горизонтальные изменения в поле скорости звука незначительны.

Сезонные колебания скорости звука происходят в основном в верхнем слое моря и океана: в прибрежной области в слое 500 м, а вдали от побережья - в слое 100 м. При этом максимальная амплитуда сезонных колебаний на поверхности отмечена на шельфе и на восточной границе Камчатского течения - до 50 м/с. В самом течении амплитуда сезонных колебаний не превышает 40 м/с, а внутри антициклонических вихрей она еще меньше - 30 м/с. С глубиной максимум амплитуды сезонных колебаний смещается в сторону материкового склона, где на глубине 100 м она не превышает 10 м/с. Глубже 200 м амплитуда скорости звука вновь увеличивается до 20 м/с, но уже за счет влияния антициклонических вихрей. Таким образом, максимальные градиенты скорости распространения упругих колебаний для среднего сезонного горизонтального распределения скорости звука в исследуемом районе наблюдались в слое 0 - 300 м:

- для верхнего слоя 0 - 50 м средний горизонтальный перепад в летне-осенний период года равен 5-10 м/с на 10 миль, в антициклонических вихрях он увеличивается до 15 м/с на 10 миль, а на горизонте 20 м - до 26 м/с на 10 миль;

- в слое 50 -100 м максимальный горизонтальный градиент скорости звука не превышает 5 м/с на 10 миль;

- в слое 150 - 300 м максимальный горизонтальный градиент скорости звука отмечен поперек струи Камчатского течения (5 - 10 м/с на 10 миль). В антициклонических вихрях такой же градиент скорости звука отмечен практически до глубины 500 м.