ВВЕДЕНИЕ

Согласно общепринятой схеме циркуляции вод (Гидрометеорология, 1999; Stabeno, Reed, 1994), в глубоководной части Берингова моря преобладает циклоническое движение вод (рис. 1а). На юге выделяют направленное на восток Северо-Алеутское склоновое течение, инициируемое затоком тихоокеанских вод через проливы Алеутской гряды. Продолжением Северо-Алеутского склонового течения является Беринговоморское склоновое (или Поперечное) течение, пересекающее центральную часть Берингова моря с юго-востока на северо-запад. Вблизи м. Наварин Беринговоморское склонное течение разделяется на две ветви. Одна, направленная на северо-восток в сторону Берингова пролива образует Наваринское течение. Другая ветвь, направленная на юго-запад, дает начало Восточно-Камчатскому течению. Мезомасштабные вихри, расположенные вдоль материкового склона, оказывают значительное влияние на направление и интенсивность переноса вод в Беринговом море. Вихри усиливают обмен биогенными элементами и планктоном между шельфом и глубоководной котловиной и воздействуют на пространственное распределение концентрации хлорофилла (Сапожников, 1993; Okkonen et al., 2004; Mizobata et al., 2006).


К основным процессам, определяющим продуктивность прибрежных районов морей и океанов, относится ветровой апвеллинг. Прибрежный апвеллинг вызывается ветром, дующим параллельно берегу таким образом, что берег остается слева в Северном полушарии. В период летнего муссона благоприятные условия для развития устойчивого прибрежного апвеллинга в Беринговом море наблюдаются у восточного побережья материка (в западной части Берингова моря), которое расположено слева от направления преобладающих ветров южных румбов. Апвеллинг и связанный с этим явлением подъем вод сопровождается поступлением в поверхностный слой большого количества биогенных элементов, что обеспечивает высокий уровень первичной продукции, которая является основой пищевой цепи в морских экосистемах.

 

Исследование динамики вод в северо-западной части Берингова моря в основном основывается на результатах судовых CTD наблюдений, проводимых в теплое время года с низким пространственным и временным разрешением (Басюк и др. 2007; Хен, Заволокин, 2015). Поэтому использование данных спутниковых наблюдений с высоким пространственным и временным разрешением может существенно улучшить наше понимание сезонных и межгодовых изменений циркуляции вод в данном регионе и выяснить причины, вызывающие данные изменения.


ль данной работы — исследовать динамику вод в северо-  западной части Берингова моря с привлечением спутниковых данных и выявить связь между циркуляцией вод и ветровым режимом. Показать влияние динамики вод на распределение концентрации хлорофилла. Важность данного исследования определяется высокой биологической продуктивность вод и активной добычей биоресурсов в данном регионе (Гидрометеорология…, 2001).

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Наши исследования основываются на информации по уровню моря и скоростям геострофических течений с пространственным разрешением 1/4 град на 1/4 град (для исследуемого района: ~30 км по долготе и ~15 км по широте), полученной по данным спутниковых измерений (база данных AVISO, http: //www.aviso.altimetry.fr) за период с 2002 по 2017 гг. Объединенный массив AVISO включает в себя корректированные альтиметрические данные, полученные со спутников Cryosat‑2, Jason–1, Jason–2, Envisat, TOPEX/Poseidon, GFO‑1, ERS‑1 и ERS‑2. Для коррекции альтиметрических данных в центре AVISO применяется глобальная приливная модель GOT4.7. Поправки на изменения уровня моря, вызванные изменением атмосферного давления, рассчитываются по уравнению обратного барометра. При расчете геострофических течений используется средняя динамическая топография океана MDT CNES–CLS–09. Величина ошибки спутниковых данных AVISO по уровню моря (SSH), полученных в период с 2002 г. по настоящее время, составляет 1–2 см на расстоянии превышающем 20–40 км от берега (Ablain et al., 2015). Исходя из принятой величины ошибки SSH, ошибка рассчитанных скоростей геострофических течений для исследуемого района составляет 3–6 см/с.


При исследовании пространственно-временной изменчивости температуры поверхностных вод (SST) использованы спутниковые данные, полученные с ИСЗ Aqua с пространственным разрешением 4 км (http://oceancolor.gsfc.nasa.gov). В работе приводятся данные буев Арго (вертикальные профили температуры и солености), предоставленные Национальным информационным центром Агентства по исследованию атмосферы и океана (NOAA) (http://www.nodc.noaa.gov/argo). Данные по направлению и скоростям ветра и напряжению трения ветра были взяты на сайте Центра диагностики климата (http://www.esrl.noaa.gov).

СЕЗОННОСТЬ ЦИРКУЛЯЦИИ ВОД

В связи с муссонным характером атмосферной циркуляции летом над западной частью Берингова моря преобладают ветра южных направлений, а осенью и зимой – ветра северных направлений. Анализ полей скоростей поверхностных течений по данным спутниковой альтиметрии за период с 2002 по 2017 гг. показал, что циркуляция вод в северо-западной части Берингова моря подвержена значительной сезонной изменчивости. Карты течений указывают на преобладание потока вод, направленного на юго-запад вдоль материкового склона в январе и потока вод направленного на северо-восток в июле (рис. 1б, в).


Среднемесячные скорости течений в летний и зимний сезоны подвержены значительной межгодовой изменчивости. Усиление ветров северо-восточных румбов до 11 м/с в феврале 2004 г. и феврале 2005 г. способствовало увеличению скоростей направленного на юго-запад вдоль склонового течения до 18–24 см/с. Ослабление северо-восточных ветров в феврале 2006 г., феврале 2011 г. и январе 2015 г. до 2–3 м/с сопровождалось сменой направления вдоль склонового течения с юго-западного на северо-восточное (скорость течения 3–4 см/с). В теплое время года (июль–август) при преобладании ветров юго-западных румбов (2–4 м/с) среднемесячная скорость направленного на северо-восток вдоль склонового течения составляла 11–19 см/с (июль 2007 г., август 2009 г., август 2012 г., август 2014 г.). Появление северо-восточных ветров (2–3 м/с) над исследуемым районом приводило к значительному ослаблению северо-восточного потока вод вдоль материкового склона (август 2003 г., август 2011 г.) и смене направления течения с северо-восточного на юго-западное (июль 2009 г.).

В холодное и теплое время года на циркуляцию вод в западной части Берингова моря оказывали влияние антициклонические вихри (горизонтальный размер ~100 км), расположенные на шельфе (январь) и вблизи материкового склона (июль) (рис.


, в). Вертикальные распределения температуры и солености в центре антициклона (60° с.ш., 173.5° в.д.) и вблизи его северо-восточной границы (60°–61° с.ш., 175°–176° в. д.) в феврале–марте 2016 г. по данным буя Арго (#4900855) показали, что ядро антициклона (глубины 150–300 м) было образовано водами с пониженной температурой (1 °C) и соленостью (33.1 е. п. с.). Формирование ядер антициклонических вихрей вблизи материкового склона в северо-западной части Берингова моря в зимний период происходит за счет поступления вод внешнего шельфа с температурой 1–2 °C и соленостью 33.0–33.2 е. п. с. (Andreev et al., 2018).

ВЛИЯНИЕ ПРИБРЕЖНОГО АПВЕЛЛИНГА НА ГЕОСТРОФИЧЕСКИЕ ТЕЧЕНИЯ, ТЕМПЕРАТУРУ ПОВЕРХНОСТНОГО СЛОЯ ВОД И КОНЦЕНТРАЦИЮ ХЛОРОФИЛЛА

Преобладающие летние муссонные ветра южного направления создают благоприятные условия для развития апвеллинга на внешней границе шельфа в западной части Берингова моря. Термические контрасты на поверхности моря позволяют выделить зону апвеллинга по распределению температуры на поверхности моря, полученной по спутниковым данным (рис. 2а, б). Используя спутниковые снимки SST, полученные со спутника Pathfinder (1985–1996), Belkin и Cornillon (2005) выделили внешнюю границу зоны апвеллинга вблизи северо-западного побережья Берингова моря в теплое время года в качестве термического фронта.


 

Рис. 1. а — Схема поверхностных течений Берингова моря: БСТ — Беринговоморское склоновое течение, ВКТ — Восточно-Камчатское течение, НТ — Наваринское течение, САСТ — Северо-Алеутское Склоновое течение; б, в — поле поверхностных геострофических течений по данным AVISO, Δ — антициклональный вихрь.

 

Рис. 2. а, б — поле поверхностных геострофических течений по данным AVISO и распределение температура в поверхностном слое вод по данным MODIS/Aqua; в — межгодовые изменения среднемесячных (август) температур по верхностного слоя вод (SST) по данным MODIS/Aqua и меридиональной составляющей напряжения трения ветра над западной частью Берингова моря: 1 — SST (60.5° с. ш., 173.2° в. д.), 2 — SST (60.5° с. ш., 172.2° в. д.), 3 — напряжение трения ветра (60° с. ш., 174° в. д.). Крестиками и кружочками на рис. 2а, б показаны районы, где исследовалась временная изменчивость уровня моря и скорости геострофического течения, представленные на рис. 3.

 

Гидрологические данные, полученные в августе 2013 г., позволили рассмотреть особенности термохалинной структуры вод в исследуемом районе в период летнего апвеллинга. Вертикальные распределения температуры и солености показали выход изотерм и изохалин на поверхность, снижение поверхностной температуры в направлению к берегу от 9.5 до 7.4 °C и увеличение солености от 32.4 до 32.7 е. п. с., что характерно для зон прибрежного апвеллинга (Жабин, Дмитриева, 2016; Жабин и др., 2017).


Усиление ветров южных румбов и увеличение меридиональной составляющей напряжения трения ветра (τy), вызывающего экмановский перенос (τy /ρ f, где ρ — плотность морской воды, f — параметр Кориолиса) шельфовых вод на восток в глубоководную часть Берингова моря и подъему глубинных вод, приводит к понижению SST прибрежных вод в августе (рис. 2а, б). Межгодовая изменчивость среднемесячной SST на границе шельфа исследуемого района показывает статистически значимую корреляцию (r = 0.60, 2002–2017 гг.) с изменениями меридиональной составляющей напряжения трения ветра (рис. 2в), определяющей интенсивность прибрежного апвеллинга. Усиление ветров южных румбов (отрицательные величины меридионального напряжения ветра) в августе 2012 г. и августе 2015 г. сопровождалось снижением среднемесячной SST с 12 °C до 8.5 °C.

 

Рис.


а, б — временная изменчивость уровня моря (SSH) по данным AVISO и меридиональной составляющей скорости ветра (60.0–62.5° с. ш., 172.5–175.0° в. д.): 1 — SSH (а — 61.1° с. ш., 173.6° в. д., б — 60.6° с. ш., 173.4° в. д.,), 2 — скорость ветра; в, г — временная изменчивость зональных составляющих геострофических течений по данным AVISO и меридиональных составляющей скорости ветра: 1 — скорость течений (в – 60.9° с. ш., 174.4° в. д., г — 61.1° с. ш., 174.9° в. д.,), 2 — скорость течений (в – 61.4° с. ш., 173.9° в. д., г — 60.4° с. ш., 174.9° в. д.), 3 — скорость ветра.

 

Рис. 4. а–в — поле поверхностных геострофических течений по данным AVISO от 28.08.2013, а, б — распределение температуры и концентрации хлорофилла в поверхностном слое вод по данным MODIS/Aqua, в — разность в концентрациях хлорофилла между 28.08.2013 и 19.08.2013: пунктирной линией показаны величины от −5 до −1 мкг/л с интервалом 1 мкг/л, временная изменчивость уровня моря и скорости геострофического течения, представ- ленные на рис. 3.

 

Летний апвеллинг оказывал влияние на скорость и направление прибрежных геострофических течений и на интенсивность антициклонических вихрей в исследуемом районе.


иление ветров южных румбов и подъем глубинных вод с повышенной плотностью сопровождались понижением SSH в зоне шельфа (r = 0.81 для июля–сентября 2013 г. и r = 0.78 для июля–сентября 2015 г.) (рис. 3а, б). Увеличение разности SSH, определяющей скорость геострофических течений, между водами глубоководной котловины и прибрежными водами приводило к усилению направленного на северо-восток потока вод вдоль границы шельфа (рис. 3в‑1) и направленного на юго-запад потока вод вблизи побережья (рис. 3в‑2) и к возрастанию скоростей течений на северной и южной границе антициклонального вихря с 12 см/с до 20 см/с (рис. 3г‑1, 2). Временные изменения скоростей течений хорошо согласуются с изменениями скорости ветра над западной частью Берингова моря в июле–сентябре (r = 0.73–0.79). Изменения в скоростях течений не могут быть интерпретированы как баротропный отклик на изменение напряжения трения ветра из-за высокой амплитуды временных вариаций SSH (5–10 см). Вызванное апвеллингом повышение плотности морской воды на 1 кг/м3 (Dr) с 1024.8 кг/м3 до 1025.8 кг/м3 в поверхностном 50 м слое (h) прибрежных вод должно было вызвать снижение SSH (h × Dr/r) на 5 см, что согласуется наблюдаемым изменениям SSH в июле–сентябре 2013 г. и июле–сентябре 2015 г. (рис. 3а, б). Интенсификация антициклонов происходила в периоды усиления ветров южных румбов благоприятных для развития апвеллинга вблизи побережья материка. Подъем изопикнических поверхностей и понижение уровня моря вблизи берега, вызванное экмановским переносом и апвеллингом способствовало появлению потока вод с юга на север вдоль материкового склона (рис. 2а, б).


В летний сезон на шельфе наблюдалась мезомасштабная циклоническая циркуляция вод (рис. 4а, б), по-видимому, обусловленная прибрежным апвеллингом и наличием антициклональных вихрей вдоль материкового склона. На базе численных экспериментов было установлено, что при полностью развитом прибрежным апвеллинге вдоль береговой бароклинной струи проявляет бароклинную неустойчивость, в результате которой происходит селективная генерация преимущественно циклонических вихрей (Журбас и др., 2004). Нами было показано наличие связи между прибрежным апвеллингом и мезомасштабной циклонической циркуляцией вод вблизи восточного побережья Сахалина (Охотское море), вызываемыми ветрами южных румбов в летний период (Андреев, 2017).

В августе, после прохождения пика весеннего цветения планктона, шельфовые воды обеднены биогенными элементами по сравнению с водами глубоководной части Берингова моря (https://www.nodc.noaa.gov/OC5/SELECT/woaselect/woaselect.html). Апвеллинг приводит к поступлению в поверхностный слой вод богатых биогенными элементами глубинных вод, что сопровождается понижением температуры вод (рис. 4а) и повышением биомассы автотрофного планктона и концентрации хлорофилла на границе шельфа и в зоне материкового склона (рис. 4б). Антициклональные и циклональные вихри способствуют распространению вод с высокой концентрацией хлорофилла вдоль материкового склона. Усиление южных ветров в период с 19 по 28 августа 2013 г. сопровождалось увеличением концентрации хлорофилла в зоне материкового склона (внешняя граница апвеллинга) и его снижением на шельфе (рис. 4в).

Источник: journals.eco-vector.com

Берингово море, имеющее форму сектора с радиусом 1500 км, лежит между берегами Азиатского материка россии на западе, полуострова Аляски на востоке и цепью Алеутских островов (США) на юге. В вершине Берингова моря находится Берингов пролив Море и пролив названы по имени мореплавателя Витуса Беринга, который командовал большой русской экспедицией в 1725-1742 гг., исследовавшей побережье Камчатки и Аляски.

Рельеф дна Берингова моря

Рельеф дна Берингова моря необычен: неритовая (0-200 м) и абиссальная (более 1000 м) зоны почти одинаковы по площади и составляют около 90% общей площади. Обширная материковая отмель шириной свыше 400 миль в северо-восточной части Берингова моря является одной из самых больших в мире. Материковая отмель продолжается в северном направлении через узкий Берингов пролив. До Чукотского моря и иногда упоминается как Берингово-Чукотская платформа.

Хотя платформа в настоящее время покрыта водой, геологические и палеонтологические данные свидетельствуют о том, что Сибирь и Аляска — две части одного материка, связь между которыми прерывалась периодическими погружениями дна несколько раз в последние 50—60 млн. лет. Полагают, что последнее погружение произошло примерно в конце плиоцена или начале плейстоцена около миллиона лет назад. Материковая отмель вдоль Алеутской островной дуги и побережья России очень узкая. Материковый склон почти на всем протяжении переходит в глубоководное ложе обрывистыми уступами. Уклон составляет 4—5°, за исключением юго-восточного района, где Берингов каньон, очевидно, самый большой в мире имеет уклон 0.5°. Полуостров Аляска и Алеутская островная дуга огравничивающие водообмен Берингов моря в северной части Тихого океана, имеют вулканическое происхождение; их образование относится к концу кайнозойской эры.

Островная дуга, самая северная в Тихом океане, состоит из шести групп островов: Командорские, Ближние, Крысьи, Андреяновские, Четырехсопочные и Лисьи, которые поднимаются с глубины примерно 7600 м в Алеутском желобе и с глубины 4000 м во впадине Беринговом море.

Самый глубокий пролив (4420 м) находится на западе Берингова моря между Камчаткой и западной оконечностью острова Беринга (Командорские острова). Здесь также самые большие глубины, измеренные в Беринговом море.

Климат Берингова моря

Средняя температура воздуха зимой от — 25°С в беринговом проливе до 2°С у Алеутских островов, летом б-10° С. В году 35% дней дождливые, снег — обычное явление с сентября по июнь. Среднее давление на уровне моря колеблется от 1000 мб зимой, когда область низкого давления под влиянием алеутского минимума смещается к югу центральной части Берингова моря до 1011 мб летом, когда сказывается влияние восточнотихоокеанекой области высокого давления. Над Беринговым морем небо обычно затянуто облаками (средняя годовая облачность на севере 5—7 баллов, на юге 7—6 баллов в год.) и часто бывает туман. На реках западного и восточного материковых побережий лед начинает формироваться в октябре. К началу ноября припай встречается в большинстве заливов и гаваней, а морской лед — на юге Берингова пролива. К январю морской лед достигает максимального развития и распространяется до изобаты 200 м. за исключением камчатского побережья, где холодные массы воздуха, приходящие с материка, вызывают образование льда за пределами изобаты 200 м, побережий Алеутских островов и западной оконечности полуострова Аляска, где относительно теплое Аляскинское течение задерживает образование морского льда.
Морской лед обычно покрывает 80—90% поверхности Берингова моря, и никогда не наблюдалось, чтобы Берингово море было сплошь покрыто прочным ледяным покровом (то же самое относится и к Берингову проливу). Ледяные поля обычно имеют толщину до 2 м, однако подсовы и торошение, особенно у берегов, могут увеличить толщину льда до 5—10 м.
Площадь, занимаемая льдами, относительно постоянна до апреля, после чего происходит быстрое разрушение и смещение границы льда на север. Прежде всего разрушение льда происходит в прибрежных районах, где он тает под влиянием материкового стока, и обычно к концу июля Берингово море освобождается ото льда.

Гидрологический режим

Приливы у побережья юго западной части Берингова моря суточные и примерно на 60° с.ш. смешанные; севернее 62° с. ш. наблюдаются только полусуточные приливы. У побережья Аляски от Берингова пролива до полуострова Аляска наблюдаются смешанные приливы, а суточные приливы встречаются только у побережья центральных (Крысьи и Андреяновские) и западных (Четырехсопочные и Лисьи) групп островов Алеутской островной дуги. Средние полумесячные величины приливов небольшие (от 0,5 до 1,5 м), за исключением Анадырского и Бристольского залива, где они составляют соответственно 2,5 и 5,0 м.

По современным представлениям, течения в узких проливах Алеутских островов в основном приливные с одинаково сильными составляющими прилива и отлива и со скоростью от 150 до 400 см/с. Основное течение в Берингова моря, имеющее значение для водного баланса, наблюдается на долготе 170° в., где поток конвергирует с водами, идущими на север в западной субарктической циркуляции, в результате чего формируется циклонический круговорот в западной части Алеутской котловины и антициклонический круговорот вблизи Крысьего хребта. Основной поток продолжает идти на север, огибая Крысий хребет, затем поворачивает на восток, образуя общую циклоническую циркуляцию над глубоководной впадиной Берингова моря.

В восточной части Берингова моря в районе выхода основного течения к материковой отмели и поворота его на север образуются циклонические и антициклонические круговороты. В северной части Берингова моря течение расходится, причем одна ветвь идет на север в Берингов пролив, другая — на юго-запад вдоль берегов Камчатки, где она, очевидно, становится Восточно-Камчатским течением и возвращается в северную часть Тихого океана. Течения над материковой отмелью вдоль берегов Аляски в основном приливные за исключением прибрежного района, где воды речного стока движутся на север и выходят через Берингов пролив В восточной части Берингова пролива наблюдалось течение со скоростью до 300 см/с.

Скорость течения примерно в 3—4 раза больше в августе и сентябре, чем в феврале и марте, когда море покрыто льдом. Особенности этого течения, поставляющего около 20% притока в Арктический бассейн, могут в общем быть объяснены ветрами, господствующими над Арктическим бассейном, Берингова моря и Гренландским морем. В крайней западной части Берингова пролива периодически возникает направленное на юг противотечение, или «полярное» течение.

Течения на глубинах недостаточно изучены. Хотя температура воды в северных районах материковой отмели зимой очень низкая, соленость поверхностных вод недостаточно высокая для образования глубинных вод в Беринговом море

Рыбы и млекопитающие

В Беринговом море обитает около 315 видов рыб, из которых 25 имеют промысловое значение. Среди наиболее важных промысловых рыб — сельдь, лосось, треска, палтус, тихоокеанский окунь и камбала. Среди ракообразных промысловое значение имеют камчатский краб и креветки. Встречаются каланы, морские львы и моржи, а острова Прибылова и Командорские являются лежбищами котиков. Встречаются также киты и касатки, кашалоты и белуха

Источник: oceangid.blogspot.com

Территория

Самое большое из дальневосточных морей, омывающих берега России,— Берингово море расположено между двумя материками — Азией и Северной Америкой — и отчленено от Тихого океана островами Командорско-Алеутской дуги. Его северная граница совпадает с южной границей Берингова пролива и тянется по линии м. Новосильского (Чукотский п-ов) — м. Йорк (п-ов Сьюард), восточная проходит по побережью Американского материка, южная — от м. Хабучь (п-ов Аляска) через Алеутские острова до м. Камчатский, западная — по побережью Азиатского материка.

Берингово море — одно из самых больших и глубоких морей мира. Его площадь равна 2315 тыс. км2, объем — 3796 тыс. км3, средняя глубина — 1640 м, наибольшая глубина — 4097 м. Площадь с глубинами менее 500 м занимает около половины всей площади Берингова моря, которое относится к окраинным морям смешанного материково-океанического типа.

На огромных пространствах Берингова моря островов мало. Не считая пограничной Алеутской островной дуги и Командорских островов, в море находятся крупные Карагинские острова на западе и несколько островов (Св. Лаврентия, Св. Матвея, Нельсон, Нунивак, Св. Павла, Св. Георгия, Прибылова) на востоке.

Береговая линия Берингова моря сильно изрезана. Она образует множество заливов, бухт, полуостровов, мысов и проливов. Для формирования многих природных процессов этого моря особенно важны проливы, обеспечивающие водообмен с Тихим океаном. Суммарная площадь их поперечного сечения равна примерно 730 км2, глубины в некоторых из них достигают 1000—2000 м, а в Камчатском — 4000—4500 м, вследствие чего водообмен происходит не только в поверхностных, но и в глубинных горизонтах. Площадь поперечного сечения Берингова пролива равна 3,4 км2, а глубина всего 60 м. Воды Чукотского моря практически не воздействуют на Берингово море, но беринговоморские воды играют весьма существенную роль в Чукотском море.

Разные участки побережья Берингова моря относятся к различным геоморфологическим типам берегов. В основном берега абразионные, но встречаются и аккумулятивные. Море окружают преимущественно высокие и обрывистые берега, только в средней части западного и восточного побережий к нему подходят широкие полосы плоской низменной тундры. Более узкие полосы низменного побережья находятся вблизи устьев небольших рек в виде дельтовой наносной долины или же окаймляют вершины бухт и заливов.

Рельеф дна

В рельефе дна Берингова моря четко выделяются основные морфологические зоны: шельф и островные отмели, материковый склон и глубоководная котловина. Шельфовая зона с глубинами до 200 м в основном расположена в северной и восточной частях моря и занимает более 40% его площади. Здесь она примыкает к геологически древним районам Чукотки и Аляски. Дно в этом районе представляет собой обширную, очень пологую подводную равнину шириной 600—1000 км, в пределах которой находится несколько островов, ложбин и небольших повышений дна. Материковая отмель у берегов Камчатки и островов Командорско-Алеутской гряды выглядит иначе. Здесь она узкая, и ее рельеф весьма сложен. Она окаймляет берега геологически молодых и очень подвижных участков суши, в пределах которых обычны интенсивные и частые проявления вулканизма и сейсмической деятельности.

Материковый склон протягивается с северо-запада на юго-восток примерно по линии от м. Наварин к о. Унимак. Вместе с зоной островного склона он занимает примерно 13% площади моря, имеет глубины от 200 до 300 м и характеризуется сложным рельефом дна. Зона материкового склона расчленена подводными долинами, многие из которых — типичные подводные каньоны, глубоко врезанные в дно моря и имеющие крутые и даже обрывистые склоны. Некоторые каньоны, особенно вблизи островов Прибылова, отличаются сложным строением.

Глубоководная зона (3000—4000 м) расположена в юго-западной и центральной частях моря и окаймлена относительно узкой полосой прибрежных отмелей. Ее площадь превышает 40% площади моря. Рельеф дна очень спокойный. Для него характерно почти полное отсутствие изолированных впадин. Склоны некоторых понижений дна очень пологи, т.е. эти депрессии слабо-изолированы. Из положительных форм выделяется хребет Ширшова, но он имеет сравнительно небольшую глубину на гребне (преимущественно 500–600 м с седловиной 2500 м) и подходит к цоколю островной дуги не вплотную, а оканчивается перед узким, но глубоким (около 3500 м) желобом Ратманова. Наибольшие глубины Берингова моря (более 4000 м) находятся в Камчатском проливе и вблизи Алеутских островов, но они занимают незначительную площадь. Таким образом, рельеф дна обусловливает возможность водообмена между отдельными частями моря: без ограничений в пределах глубин 2000—2500 м и с некоторым ограничением (определяемым сечением желоба Ратманова) до глубин 3500 м.

Климат

Географическое положение и большие пространства определяют основные черты климата Берингова моря. Оно почти полностью находится в субарктической климатической зоне, только самая северная часть (севернее 64° с.ш.) относится к арктической зоне, а самая южная часть (южнее 55° с.ш.) — к зоне умеренных широт. В соответствии с этим определяются и климатические различия между разными районами моря. К северу от 55—56° с.ш. в климате моря (особенно его прибрежных районов) заметно выражены черты континентальности, но на удаленных от берегов пространствах они проявляются значительно слабее. Южнее этих параллелей климат мягкий, типично морской. Для него характерны небольшая суточная и годовая амплитуды температуры воздуха, большая облачность и значительное количество осадков. По мере приближения к берегу влияние океана на климат уменьшается. Вследствие более сильного выхолаживания и менее значительного прогрева прилегающей к морю части Азиатского материка западные районы моря холоднее восточных. На протяжении года Берингово море находится под воздействием постоянных центров действия атмосферы — Полярного и Гавайского максимумов, положение и интенсивность которых изменяются от сезона к сезону, и соответственно изменяется степень их влияния на море. Не меньшее влияние оно испытывает от сезонных крупномасштабных барических образований: Алеутского минимума, Сибирского максимума, Азиатской депрессии. Их сложное взаимодействие обусловливает сезонные особенности атмосферных процессов.

В холодное время года, особенно зимой, море испытывает влияние главным образом Алеутского минимума, Полярного максимума и Якутского отрога Сибирского антициклона. Иногда ощущается воздействие Гавайского максимума, который в это время занимает крайнее южное положение. Такая синоптическая обстановка приводит к большому разнообразию ветров, всей метеорологической обстановки над морем. В это время здесь наблюдаются ветры почти всех направлений. Однако заметно преобладают северо-западные, северные и северо-восточные. Их суммарная повторяемость равна 50—70%. Только в восточной части моря, южнее 50° с.ш., довольно часто наблюдаются южные и юго-западные ветры, а местами и юго-восточные. Скорость ветров в прибрежной зоне в среднем 6—8 м/с, а в открытых районах она изменяется от 6 до 12 м/с, причем увеличивается с севера на юг. Ветры северных, западных и восточных румбов несут с собой с Северного Ледовитого океана холодный морской арктический воздух, а с Азиатского и Американского материков — холодный и сухой континентальный полярный и континентальный арктический воздух. С ветрами южных направлений сюда приходит морской полярный, а временами и морской тропический воздух. Над морем взаимодействуют преимущественно массы континентального арктического и морского полярного воздуха, на границе которых образуется арктический фронт. Он расположен несколько севернее Алеутской дуги и протягивается в общем с юго-запада на северо-восток. На фронтальном разделе этих воздушных масс образуются циклоны, перемещающиеся примерно вдоль фронта на северо-восток. Передвижение этих циклонов способствует усилению северных ветров на западе и ослаблению их или даже перемене на южные на востоке моря. Большие градиенты давления, обусловленные Якутским отрогом Сибирского антициклона и Алеутского минимума, вызывают очень сильные ветры в западной части моря. Во время штормов скорость ветра нередко достигает 30— 40 м/с. Обычно штормы продолжаются около суток, но иногда они с некоторым ослаблением длятся 7—9 суток. Число дней со штормами в холодное время года равно 5—10, местами доходит до 15—20 в месяц.

Температура воздуха зимой понижается с юга на север. Среднемесячная температура самых холодных месяцев — января и февраля — равна 1—4° в юго-западной и южной частях моря и —15— 20° в северных и северо-восточных районах. В открытом море температура воздуха выше, чем в прибрежной зоне. У берегов Аляски она может понижаться до –40—48°. На открытых пространствах температура ниже –24° не наблюдается.

В теплое время года происходит перестройка барических систем. Начиная с весны уменьшается интенсивность Алеутского минимума, и летом он выражен очень слабо, исчезает Якутский отрог Сибирского антициклона, Полярный максимум смещается к северу, а Гавайский максимум занимает свое крайнее северное положение. В результате такой синоптической обстановки в теплые сезоны преобладают юго-западные, южные и юго-восточные ветры, повторяемость которых равна 30—60%. Их скорость в западной части открытого моря 4—6 м/с, а в восточных районах — 4—7 м/с. В прибрежной зоне скорость ветра меньше. Снижение скоростей ветра по сравнению с зимними значениями объясняется уменьшением градиентов атмосферного давления над морем. Летом арктический фронт смещается к югу от Алеутских островов. Здесь зарождаются циклоны, с прохождением которых связано значительное усиление ветров. В летнее время повторяемость штормов и скорости ветров меньше, чем зимой. Только в южной части моря, куда проникают тропические циклоны (тайфуны), они вызывают сильнейшие штормы с ветрами ураганной силы. Тайфуны в Беринговом море наиболее вероятны с июня по октябрь, наблюдаются обычно не более одного раза в месяц и продолжаются несколько дней. Температура воздуха летом в общем понижается с юга на север, и она несколько выше в восточной части моря, чем в западной. Среднемесячные величины температуры воздуха самых теплых месяцев — июля и августа — в пределах моря изменяются примерно от 4° на севере до 13° на юге, причем у берегов они выше, чем в открытом море. Относительно мягкая на юге и холодная на севере зима, и повсюду прохладное, пасмурное лето — основные сезонные особенности погоды на пространствах Берингова моря. Материковый сток в море равен примерно 400 км3 в год. Большая часть речной воды попадает в его самую северную часть, куда впадают наиболее крупные реки: Юкон (176 км3), Кускоквим (50 км3/год) и Анадырь (41 км3/год). Около 85% общегодового стока приходится на летние месяцы. Влияние речных вод на морские ощущается в основном в прибрежной зоне на северной окраине моря в летнее время.

Гидрология и циркуляция вод

Географическое положение, огромные пространства, относительно хорошая связь с Тихим океаном через проливы Алеутской гряды на юге и крайне ограниченное сообщение с Северным Ледовитым океаном через Берингов пролив на севере определяют гидрологические условия Берингова моря. Составляющие его теплового бюджета зависят главным образом от климатических условий и в значительно меньшей степени — от адвекции тепла течениями. В связи с этим различные климатические условия в северной и южной частях моря влекут за собой различия в тепловом балансе каждой из них, что соответственно сказывается на температуре воды в море.

Для водного баланса Берингова моря, напротив, решающее значение имеет водообмен. Через Алеутские проливы поступают очень большие количества поверхностных и глубинных океанских вод, а через Берингов пролив воды вытекают в Чукотское море. Осадки (примерно 0,1% от объема моря) и речной сток (около 0,02%) очень малы по отношению к огромной площади и объему вод моря, поэтому менее существенны в водном балансе, чем водообмен через Алеутские проливы.

Однако водообмен через эти проливы изучен пока далеко не достаточно. Известно, что большие массы поверхностной воды выходят из моря в океан через Камчатский пролив. Подавляющая масса глубинной океанской воды поступает в море в трех районах: через восточную половину пролива Ближнего, почти через все проливы островов Лисьих и через проливы Амчитка, Танага и другие между Крысьими и Андриановскими островами. Возможно, что более глубокие воды проникают в море и через Камчатский пролив, если не постоянно, то периодически или спорадически. Водообмен между морем и океаном влияет на распределение температуры, солености, формирование структуры и общей циркуляции вод Берингова моря.

Основной массе вод Берингова моря свойственна субарктическая структура, главная особенность которой — существование холодного промежуточного слоя летом, а также теплого промежуточного слоя, расположенного под ним. Только в самой южной части моря, в районах, непосредственно прилегающих к Алеутской гряде, обнаружены воды иной структуры, где оба промежуточных слоя отсутствуют.

Температура воды и солёность

Основная масса вод моря, занимающая его глубоководную часть, летом четко разделяется на четыре слоя: поверхностный, холодный промежуточный, теплый промежуточный и глубинный. Такое расслоение определяется в основном различиями в температуре, а изменение солености с глубиной невелико.

Поверхностная водная масса летом представляет собой наиболее прогретый верхний слой от поверхности до глубины 25—50 м, характеризующийся температурой 7—10° на поверхности и 4—6° у нижней границы и соленостью около 33‰. Наибольшая толщина этой водной массы наблюдается в открытой части моря. Нижней границей поверхностной водной массы служит слой скачка температуры. Холодный промежуточный слой образуется здесь в результате зимнего конвективного перемешивания и последующего летнего прогрева верхнего слоя воды. Этот слой имеет незначительную толщину в юго-восточной части моря, но по мере приближения к западным берегам достигает 200 м и более. Минимальная температура отмечена на горизонтах около 150—170 м. В восточной части минимальная температура равна 2,5—3,5°, а в западной части моря понижается до 2° в районе Корякского берега и до 1° и ниже в районе залива Карагинского. Соленость холодного промежуточного слоя равна 33,2— 33,5‰ На нижней границе этого слоя соленость быстро повышается до 34‰.

В теплые годы на юге, в глубоководной части моря, холодный промежуточный слой летом может отсутствовать, тогда температура сравнительно плавно понижается с глубиной при общем потеплении всей толщи воды. Происхождение промежуточного слоя связано с притоком тихоокеанской воды, которая в результате зимней конвекции охлаждается сверху. Конвекция достигает здесь горизонтов 150—250 м, а под ее нижней границей наблюдается повышенная температура — теплый промежуточный слой. Максимальная температура изменяется от 3,4—3,5 до 3,7—3,9°. Глубина залегания ядра теплого промежуточного слоя в центральных районах моря примерно 300 м, к югу она уменьшается до 200 м, а к северу и западу увеличивается до 400 м и более. Нижняя граница теплого промежуточного слоя размыта, приблизительно она намечается в слое 650—900 м.

Глубинная водная масса, занимающая большую часть объема моря, как по глубине, так и по площади моря существенно не различается. На протяжении более 3000 м температура меняется примерно от 2,7—3,0 до 1,5—1,8° у дна. Соленость равна 34,3—34,8‰.

По мере продвижения на юг к проливам Алеутской гряды расслоенность вод постепенно стирается, температура ядра холодного промежуточного слоя повышается, приближаясь по величине к температуре теплого промежуточного слоя. Воды постепенно обретают качественно иную структуру тихоокеанской воды.

В отдельных районах, особенно на мелководье, основные водные массы изменяются, появляются новые массы, имеющие местное значение. Например, в западной части Анадырского залива формируется распресненная водная масса под влиянием материкового стока, а в северной и восточной частях — холодная водная масса арктического типа. Теплый промежуточный слой здесь отсутствует. В некоторых мелководных районах моря летом в придонном слое наблюдаются холодные воды. Их образование связано с вихревым круговоротом воды. Температура в этих холодных «пятнах» падает до –0,5—1°.

Вследствие осенне-зимнего охлаждения, летнего прогрева и перемешивания в Беринговом море наиболее сильно трансформируется поверхностная водная масса, а также холодный промежуточный слой. Промежуточная тихоокеанская вода меняет свои характеристики в течение года очень незначительно и только в тонком верхнем слое. Глубинные воды сколько-нибудь заметно в течение года не изменяются.

Температура воды на поверхности моря в общем понижается с юга на север, причем в западной части моря воды несколько холоднее, чем в восточной. Зимой на юге западной части моря поверхностная температура воды равна обычно 1—3°, а в восточной части — 2— 3°. На севере по всему морю температура воды держится в пределах от 0° до –1,5°. Весной вода начинает прогреваться, а лед таять, при этом температура повышается незначительно. Летом температура воды на поверхности равна 9— 11° на юге западной части и 8—10° на юге восточной части. В северных районах моря она равна 4° на западе и 4—6° на востоке. В прибрежных мелководных районах температура воды на поверхности несколько выше, чем в открытых районах Берингова моря.

Вертикальное распределение температуры воды в открытой части моря характеризуется сезонными изменениями до горизонтов 150—200 м, глубже которых они практически отсутствуют.

Зимой поверхностная температура, равная примерно 2°, распространяется до горизонтов 140—150 м, ниже она повышается примерно до 3,5° на горизонтах 200—250 м, далее ее величина почти не изменяется с глубиной.

Весной температура воды на поверхности повышается примерно до 3,8° и сохраняется до горизонтов 40—50 м, далее до горизонтов 65—80 м она резко, а затем (до 150 м) очень плавно понижается с глубиной и с глубины 200 м незначительно повышается к дну.

Летом температура воды на поверхности достигает 7—8°, но очень резко (до 2,5°) понижается с глубиной до горизонта 50 м, ниже ее вертикальный ход почти такой же, как и весной.

В общем температуре воды в открытой части Берингова моря свойственны относительная однородность пространственного распределения в поверхностных и глубинных слоях и сравнительно небольшие сезонные колебания, которые проявляются только до горизонтов 200—300 м.

Соленость поверхностных вод моря изменяется от 33—33,5‰ на юге до 31‰ на востоке и северо-востоке и до 28,6‰ в Беринговом проливе. Наиболее существенно опресняется вода весной и летом в районах впадения рек Анадырь, Юкон и Кускоквим. Однако направление основных течений вдоль побережий ограничивает влияние материкового стока на глубокие районы моря.

Вертикальное распределение солености почти одинаково во все сезоны года. От поверхности до горизонта 100—125 м она примерно равна 33,2—33,3‰. Несколько увеличивается соленость от горизонтов 125—150 до 200—250 м, глубже остается почти неизменной до дна.

В соответствии с небольшими пространственно-временными изменениями температуры и солености плотность также изменяется незначительно. Распределение океанологических характеристик по глубине свидетельствует о сравнительно слабой вертикальной стратификации вод Берингова моря. В сочетании с сильными ветрами это создает благоприятные условия для развития ветрового перемешивания. В холодный сезон оно охватывает верхние слои до горизонтов 100—125 м, в теплое время года, когда воды расслоены более резко, а ветры слабее, чем осенью и зимой, ветровое перемешивание проникает до горизонтов 75—100 м в глубоких и до 50—60 м в прибрежных районах.

Значительное выхолаживание вод, а в северных районах и интенсивное льдообразование способствуют хорошему развитию осенне-зимней конвекции в море. В течение октября — ноября она захватывает поверхностный слой в 35— 50 м и продолжает проникать глубже.

Граница проникновения зимней конвекции углубляется при приближении к берегам вследствие усиленного охлаждения вблизи материкового склона и отмели. В юго-западной части моря это понижение особенно велико. С этим связано наблюдающееся опускание холодных вод вдоль берегового склона.

Из-за низкой температуры воздуха, обусловленной высокой широтой северо-западного района, зимняя конвекция развивается здесь весьма интенсивно и, вероятно, уже в середине января (из-за мелководности района) доходит до дна.

Течения

В результате сложного взаимодействия ветров, притока вод через проливы Алеутской гряды, приливов и других факторов создается поле постоянных течений в море.

Преобладающая масса воды из океана поступает в Берингово море через восточную часть пролива Ближний, а также через другие значительные проливы Алеутской гряды.

Воды, поступающие через пролив Ближний и распространяющиеся сначала в восточном направлении, затем поворачивают к северу. На широте около 55° эти воды сливаются с водами, поступающими из пролива Амчитка, формируя основной поток центральной части моря. Этот поток поддерживает здесь существование двух устойчивых круговоротов — большого, циклонического, охватывающего центральную глубоководную часть моря, и менее значительного, антициклонического. Воды основного потока направляются на северо-запад и доходят почти до азиатских берегов. Здесь большая часть вод поворачивает вдоль побережья к юго-западу, давая начало холодному Камчатскому течению, и выходит в океан через Камчатский пролив. Часть этих вод сбрасывается в океан через западную часть пролива Ближний, и очень небольшая часть включается в основную циркуляцию.

Воды, входящие через восточные проливы Алеутской гряды, также пересекают центральную котловину и движутся на северо-северо-запад. Примерно на широте 60° эти воды разделяются на две ветви: северо-западную, направляющуюся к Анадырскому заливу и далее на северо-восток, в Берингов пролив, и северо-восточную, движущуюся к заливу Нортон-Саунд, а затем к северу, в Берингов пролив.

Скорости постоянных течений в море невелики. Наибольшие значения (до 25—50 см/с) наблюдаются в районах проливов, а в открытом море они равны 6 см/с, причем скорости особенно малы в зоне центральной циклонической циркуляции.

Приливы в Беринговом море в основном обусловливаются распространением приливной волны из Тихого океана.

В Алеутских проливах приливы имеют неправильный суточный и неправильный полусуточный характер. У берегов Камчатки в течение промежуточных фаз Луны прилив переходит от полусуточного к суточному, при больших склонениях Луны становится почти чисто суточным, при малых — полусуточным. У Корякского берега, от залива Олюторского до устья р. Анадырь, прилив неправильный полусуточный, а у берегов Чукотки — правильный полусуточный. В районе бухты Провидения прилив вновь переходит в неправильный полусуточный. В восточной части моря, от м. Принца Уэльского до м. Ном, приливы имеют как правильный, так и неправильный полусуточный характер.

Южнее устья Юкона прилив становится неправильным полусуточным.

Приливные течения в открытом море имеют круговой характер, а скорость их равна 15—60 см/с. Вблизи берегов и в проливах приливные течения реверсивные, и их скорость доходит до 1—2 м/с.

Циклоническая деятельность, развивающаяся над Беринговым морем, обусловливает возникновение очень сильных и порой продолжительных штормов. Особенно сильное волнение развивается с ноября по май. В это время года северная часть моря покрыта льдом, и потому наиболее сильное волнение наблюдается в южной части. Здесь в мае повторяемость волнения более 5 баллов достигает 20—30%, а в северной части моря из-за льдов оно отсутствует. В августе волнение и зыбь свыше 5 баллов достигают наибольшего развития в восточной части моря, где повторяемость такого волнения доходит до 20%. В осеннее время в юго-восточной части моря повторяемость сильного волнения до 40%.

При продолжительных ветрах средней силы и значительном разгоне волн высота их достигает 6—8 м, при ветре в 20—30 м/с и более — до 10 м, а в отдельных случаях — до 12 и даже 14 м. Периоды штормовых волн доходят до 9—11 с, а при умеренном волнении — до 5—7 с.

Помимо ветрового волнения в Беринговом море наблюдается зыбь, наибольшая повторяемость которой (40%) приходится на осень. В прибрежной зоне характер и параметры волн весьма различны в зависимости от физико-географических условий района.

Ледовитость

Большую часть года значительная часть Берингова моря бывает покрыта льдом. Льды в море имеют местное происхождение, т.е. образуются, разрушаются и тают в самом море. В северную часть моря через Берингов пролив ветрами и течениями вносится незначительное количество льда из Арктического бассейна, не проникающего обычно южнее о. Св. Лаврентия.

По ледовым условиям северная и южная части моря различаются. Приблизительной границей между ними служит крайнее южное положение льда в течение года — в апреле. В этом месяце кромка идет от залива Бристоль через острова Прибылова и дальше на запад по 57—58-й параллели, а затем опускается на юг к Командорским островам и проходит вдоль побережья до южной оконечности Камчатки. Южная часть моря не замерзает вовсе. Теплые тихоокеанские воды, поступающие в Берингово море через Алеутские проливы, отжимают плавучие льды к северу, и кромка льдов в центральной части моря всегда выгнута к северу.

Процесс льдообразования раньше всего начинается в северо-западной части Берингова моря, где льды появляются в октябре и постепенно продвигаются к югу. В Беринговом проливе лед появляется в сентябре. Зимой пролив заполнен сплошным битым льдом, дрейфующим на север.

В Анадырском заливе и заливе Нортон-Саунд лед можно встретить уже в сентябре. В начале ноября лед появляется в районе м. Наварин, а в середине ноября он распространяется до м. Олюторский. У берегов Камчатки и Командорских островов плавучий лед обычно появляется в декабре и лишь как исключение в ноябре. В течение зимы вся северная часть моря, примерно до параллели 60°, заполняется тяжелыми, торосистыми льдами, толщина которых доходит до 6—10 м. К югу от параллели островов Прибылова встречаются битые льды и отдельные ледяные поля.

Однако даже во время наибольшего развития льдообразования открытая часть Берингова моря никогда не покрывается льдом. В открытом море под влиянием ветров и течений лед находится в постоянном движении, нередко происходят сильные сжатия. Это приводит к возникновению торосов, максимальная высота которых может доходить до 20 м. Из-за периодических сжатий и разрежений льдов, связанных с приливами, образуются нагромождения льдов, многочисленные полыньи и разводья.

Неподвижный лед, который образуется зимой в закрытых бухтах и заливах, во время штормовых ветров может быть взломан и вынесен в море. Льды восточной части моря выносятся на север, в Чукотское море.

В апреле граница плавучего льда максимально продвигается к югу. С мая лед начинает постепенно разрушаться и отступать на север. В течение июля и августа море бывает совершенно чистым от льда, но и в эти месяцы лед можно встретить в Беринговом проливе. Разрушению ледяного покрова и очищению моря от льда летом способствуют сильные ветры.

В бухтах и заливах, где сказывается распресняющее влияние речного стока, условия для образования льда более благоприятные, чем в открытом море. Большое влияние на расположение льдов оказывают ветры. Нагонные ветры нередко забивают отдельные заливы, бухты и проливы тяжелым льдом, принесенным из открытого моря. Сгонные ветры, наоборот, уносят лед в море, временами очищая весь прибрежный район.

Хозяйственное значение

Рыбы Берингова моря представлены более 400 видами, из которых лишь не более 35 относятся к важным промысловым. Это лососевые, тресковые, камбаловые. В море добываются также окунь, макрурус, мойва, угольная рыба и др.

Источник: ProZnania.ru


Categories: Мор

Добавить комментарий

Ваш e-mail не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

Этот сайт использует Akismet для борьбы со спамом. Узнайте, как обрабатываются ваши данные комментариев.