Погода Архангельск из Норвегии

Норвежский сайт Yr.no на русском Архангельская область

 

Часть 2. 1 Температура и соленость воды

1.1. Общие сведения

 

 

Характерной особенностью термохалинной структуры вод Белого моря является наличие двух типов вертикального распределения температуры и солености: однородного в Воронке, Горле, Мезенском и Онежском заливах и стратифицированного в Бассейне, Двинском и Кандалакшском заливах. Эта особенность впервые была отмечена К. М. Дерюгиным [37], давшим определение первому и второму типам как «горловской» и «бассейновый» соответственно.

 Рис. 1.1. Распределение температуры и солености воды от м. Святой Нос до Кандалакши

Рис. 1.1. Распределение температуры и солености воды от м. Святой Нос до Кандалакши

 

Представление о двух типах вертикальной структуры вод моря даст рис. 1.1, где показано распределение температуры и солености от м. Святой Нос до Кандалакши. Видно, что в Воронке и большей части Горла воды однородны от поверхности до дна. Даже соленостный фронт, отделяющий воды Баренцева моря от вод Белого, расположен строго вертикально. В районе Горла, прилегающем к Бассейну, наблюдается термический фронт, отделяющий перемешанные воды от стратифицированных.

Рис. 1.2. Схема размещения океанографических разрезов, многосуточных и гидрометеорологических станций (а) и распределение температуры (б) и солености (о) воды на разрезе м. Зимнегорский — о-ва Ивановы Л у д ы . 27 октября 1*972 г.

 Рис. 1.2. Схема размещения океанографических разрезов, многосуточных и гидрометеорологических станций (а) и распределение температуры (б) и солености (о) воды на разрезе м. Зимнегорский — о-ва Ивановы Л у д ы . 27 октября 1*972 г.

Солнечная радиация, горизонтальная и вертикальная турбулентность, адвективный перенос формируют в ряде районов однородный по вертикали слой (верхний квазиоднородиын слой — ВКС), толщиной от десятка метров (в июне—июле) до 60 м (в октябре—декабре). Этот слой отделяется от остальной части однородных вод резким термогалоклином, в результате чего вертикальную структуру вод таких районов можно рассматривать как двухслойную. Градиенты температуры в термоклине могут достигать исключительно больших значений до 7 °С /м. а градиенты солености в галоклине 2—3 ‰/м. Весной, а иногда в начале лета, на глубинах 50— 100 м отмечаются обширные линзы воды или даже непрерывный промежуточный слой, имеющие температуру около — 0,8 °С и соленость 28.8 ‰.

 Особенности вертикальной термической структуры вод Белого моря дают основание избрать для анализа горизонтальной изменчивости полей температуры и солености горизонт 0 м, горизонт промежуточного теплого слоя (ПТС), горизонт 100 м.

 Горизонт 0 м можно рассматривать как представительный для всего ВКС, а для перемешанных районов— для всей толщи воды. Горизонт 100 м характеризует нижележащие слои вплоть до самого дна.

Исходными материалами для изучения термохалинного режима послужили батометрические наблюдения на стандартных и вековых разрезах и ежесуточные наблюдения на береговых гидрометеорологических станциях (ГМС) (рис. 1.2 а).

Наблюдения по полной сетке разрезов проводятся 1 раз в сезон судами Северного территориального управления по гидрометеорологии. Такие же наблюдения, но по другой сети станций, проводятся Северным отделением ПИНРО. Весь материал систематизирован в Севгидромете с 1939 г. в виде банка данных «Океанография», что позволило накопить на каждой станции разреза от 10 до 130 наблюдений.

Расстояние между соседними станциями на разрезах составляет от 5 до 15 миль, а промежуток времени наблюдений равен в среднем 1,5 ч. Вся сезонная съемка Белого моря занимает, как правило, 15—20 сут.

Большая часть рядов температуры и солености воды, полученных на гидрометеорологических станциях, по продолжительности превышает 30 лет.

Для описания изменчивости термохалинных полей в рамках объективного анализа разработай метод, позволяющий эти поля представлять в виде суммы независимых составляющих различного пространственно-временного масштаба [111]. Приведение рядов к условию однородности осуществляется нормировкой на соответствующие средние квадратические отклонения. Такой подход позволяет также оценить вклад каждой составляющей в общую дисперсию процесса.

Рис. 1.3. Вариации глубины изотерм, обусловленных мелкомасштабной изменчивостью температуры воды

Согласно общепринятой классификации изменчивости океанологических процессов, весь диапазон пространственно-временных масштабов разбит на четыре интервала:

1) мелкомасштабные неоднородности (с масштабами от долей миллиметра до десятков — сотен метров и периодами от долей секунды до десятков минут);

2) мезомасштабные неоднородности (с масштабами от сотен метров до километров и периодами от часов до суток);

3) синоптические неоднородности (с масштабами десятки и первые сотни километров и периодами от суток до месяцев). В этом интервале выделяются два подинтервала: волны России и связанные с ними океанические фронтальные и свободные вихри, вынужденные неоднородности с масштабами баротропных атмосферных синоптических процессов;

4) глобальные неоднородности (с масштабами сотни и тысячи километров и периодами от нескольких месяцев до сотен лет). Здесь выделяются три подынтервала: сезонные колебания, главные океанические течения и вертикальная стратификация (межгодовая изменчивость). Для Белого моря целесообразно первый подынтервал разделить на

два: колебания с годовым периодом и внутригодовые колебания с периодами в несколько месяцев.

 

1.2. Мелкомасштабная изменчивость

 

Имеющиеся наблюдения не позволяют разделить квазиизотропную мелкомасштабную турбулентность, слоистую микроструктуру и другие характеристики, формирующие мелкомасштабную изменчивость, от погрешностей измерений, обусловленных в основном погрешностями определения координат и глубины станции. О вкладе суммы мелкомасштабных колебаний и погрешностей измерений в изменчивость температуры и солености можно судить по табл. 1.1. Из нее следует, что эта составляющая от поверхностных горизонтов к придонным до 30— 35 % общей дисперсии процесса. Мелкомасштабная изменчивость температуры воды достигает максимума в районе Соловецкой фронтальной зоны, а солености — у Канинской.

Таблица l.l Оценка относи тельного вклада (в долях общей дисперсии процесса) составляющих изменчивости температуры и солености по горизонтам

Инструментальные данные ограничиваются измерениями В X. Лившица в 1983 г в Анзерской Салме с помощью профильного температурного регистратора ANDERAA. Температура фиксировалась через 2 мин одиннадцатью датчиками, разнесенными по вертикали через 1 м. На рис. 1.3 прослеживаются мелкомасштабные флюктуации до 0,6 °С с периодами 6— 18 мин. Поскольку район наблюдений расположен в зоне влияния Соловецкого фронта, эти флюктуации можно рассматривать как максимальные.

 

1.3. Мезомасштабная изменчивость

 

В Белом море у двух типов вертикального распределения термохалинных характеристик формирование мезомасштабных колебаний происходит под действием различных физических причин. В районах с водами «горловского» типа такие колебания обусловливаются горизонтальными смещениями масс воды в течение приливного цикла. В. С. Березкиным [13] проводились довольно подробные исследования приливных колебаний температуры и солености в Горле. Оказалось, что амплитуда колебаний на горизонтах 0, 30, 60 м составляет для температуры соответственно 0,5; 0,4; 0,5 °С и для солености 0,74; 0,63; 0,68 ‰.

По данным Комплексной экспедиции 1981 г. в Онежском заливе у о. Кин на глубине 15 м амплитуда колебаний температуры воды за приливной период составляет около 0,4 °С, а по мере приближения к фронтальным зонам она увеличивается.

Непрерывные наблюдения АЦИТТом в Соловецких Салмах летом 1981 г. показали, что в Восточной Салме амплитуда приливных изменений температуры воды достигает 1,5 °С, а в Западной Салме едва превышает 0,6°С. Эти различия вызваны в первую очередь тем, что из-за больших глубин Восточная Салма сильнее подвержена влиянию вод Бассейна.

Вывод об увеличении амплитуды мезомасштабных колебаний температуры воды в районах фронтальных зон подтверждается и другими фактическими данными. Эти колебания достигают наибольших значений у Горловского фронта. Аналогичный вывод можно сделать и о мезомасштабноп изменчивости солености воды. Для нее характерны два максимума: у Горловского и Канинского фронтов.

В районах с хорошо выраженной стратификацией вод доминирующую роль играют вертикальные движения, связанные с внутренними волнами и турбулентностью, порождаемой сдвиговой и гидродинамической неустойчивостью приливных течений. Целенаправленных исследований внутренних волн в Белом море не проводилось. Тем не менее анализ имеющихся материалов наблюдений позволяет считать, что внутренние волны формируются, по-видимому, при прохождении приливной волны через порог, отделяющий Горло от Бассейна. Колебания термоклина при этом достигают 10 м, а изменения температуры воды от подошвы до гребня волны составляют около 1,5 °С.

Рис. 1.4. Пространственно-временные изменения температуры поверхности по данным самолетной съемки ИК-радиометром.

В Бассейне длины внутренних приливных волн, по-видимому, находятся в пределах 30—40 км. Кроме внутренних воли приливного происхождения имеются и другие волны, в частности с периодом несколько превышающим 1 ч, высотой до 5—6 м и перепадом температуры воды от подошвы до гребня около 0,8 °С.

Другой механизм, формирующий мезомасштабную изменчивость, связан с образованием вихрей при сдвиговой неустойчивости приливного течения. Такие вихри были зарегистрированы в проливе Наруто [189], где наблюдался подъем к поверхности холодных глубинных вод. В Белом море подобные вихри зарегистрированы в 1985 г. в районе Горловского фронта самолетным ИК-радиометром МИР-3.

В это время через центральную часть одного из разрезов в течение 15 ч проходил вихрь, с теплыми водами в центре (рис. 1.4). На его периферии отмечался подъем более холодных вод и формирование цнклональных вихрей более мелкого масштаба Время существования вихрей не превышало 3 ч. Судя по расположению изолиний и вихревой структуре поля, основной вихрь был антнциклоническим.

Вклад мезомасштабной изменчивости в общие колебания температуры и солености вод Белого моря наибольших значений достигает на глубинах, соответствующих положению термогалоклина, а на поверхности и у придонных горизонтов он примерно одинаков.

 

1.4. Синоптическая изменчивость

 

Синоптическая изменчивость гидрофизических полей в морях и океанах связана со среднемасштабными вихревыми образованиями, имеющими горизонтальные размеры 100 — 102 км и продолжительности до 102 сут. Эти вихревые образования обладают огромной энергией и способны перемещать большие массы воды в вертикальной и горизонтальной плоскостях [57].

Разнообразные синоптические вихревые образования (СВО) подразделяются на следующие тины [ 16]:

1) фронтальные СВО, формирующиеся вследствие баротропно-бароклинной неустойчивости течении на океанических фронтах;

2) топогенные СВО, вызываемые неоднородностями рельефа дна при их обтекании;

3) синоптические вихревые образования, порождаемые прямым атмосферным воздействием;

4) фрикционные СВО, возникающие в районах с неоднородной скоростью течений за счет сдвиговой динамической неустойчивости. Основным источником энергии фрикционных вихрей является горизонтальный сдвиг скорости среднего течения

Вихревые образования этих и других типов обнаружены во многих районах Мирового океана и в некоторых внутренних морях [57].

Однако в отличие от океана, в морях они изучены крайне слабо. Имеются лишь отдельные сведения о вихрях в Балтийском [2] и Черном [51] морях. Синоптические вихри в Белом море не исследовались. В то же время известны факты, свидетельствующие о значительной по глубине интрузии поверхностных вод и подъеме к поверхности холодных глубинных вод. В экспедициях неоднократно регистрировались линзы теплой и распресненной воды под термоклином и галоклином и даже на придонных горизонтах до 100 м. Эти явления носят локальный характер, но в том или ином виде обнаруживаются в различных частях моря. Генетически они связаны с динамическими процессами, способными возбуждать значительные вертикальные перемещения масс воды. В условиях сильной переслоенности и устойчивости вод Белого моря важность таких процессов для аэрации и перемешивания глубинных вод (по крайней мере до горизонта 100— 120 м) особенно велика. Вполне очевидно, что сформировавшиеся в зимнее время в Горле глубинные воды Бассейна и Кандалакшского залива не могут лишь под действием силы тяжести распространяться столь далеко, преодолевая па своем пути впадины и пороги. Следовательно, отмеченные процессы должны оказывать существенное влияние и па динамику придонных вод.

По-видимому, упомянутые особенности пространственного распределения температуры п солености связаны с вихрями в толще вод Белого моря.

Весьма показательна в этом отношении океанографическая съемка Бассейна от 21—27 октября 1980 г. В этот период в центральной части Бассейна был зарегистрирован антициклонический вихрь диаметром 30—40 км. Вызванное им опускание вод достигало глубины 150 м, в результате чего температура воды здесь повысилась до 0,1 °С. В центре вихря находились волы с температурой 5°С, которые были захвачены из подповерхностных слоев моря, а по его периферии поднимались глубинные холодные воды. Горизонтальный контраст температуры воды при этом достиг на глубинах 40—60 и примерно 0,6°С/км. На рис. 1.2 б, в изображено распределение температуры воды и солености на разрезе м. Зимнегорский — о. Ивановы Луды 27 октября 1972 г. Вызванное антициклоническим вихрем опускание теплых вод привело к тому, что на глубине 160 м температура воды имеет положительное (0,2 °С) значение, в то время как средняя многолетняя температура для этого сезона и горизонта не превышает — 1,3 °С. Имеются также факты, свидетельствующие о том, что в результате вертикальных токов в центре подобных вихрей соленость на глубинах 220—240 м понижается до 27 %о. Таким образом, перемешивание вод синоптическими вихрями играет важную роль в формировании вертикальной структуры вод Белого моря.

Обнаружить описанные вихри по регистрации поля поверхностей температуры, например, с помощью авиатермосъемки, не возможно, так как вертикальный поток тепла, как следует из характера распределения изотерм, направлен в глубинные слои. Поэтому эти вихри называют «открытыми». Они были зарегистрированы в Балтийском море и довольно подробно описаны в работе Ю. В. Суставова с соавторами [135].

В Белом море такие вихри наблюдаются, как правило, осенью в центральной части Бассейна. Для всех случаев их обнаружения приблизительно за 1—2 сут до океанографических съемок над Белым морем проходили циклоны.

В большинстве работ синоптические вихри трактуются как возмущения, порождаемые бароклипнои неустойчивостью основного состояния океана [81]. Горизонтальный масштаб возмущений равен [108] внутреннему радиусу деформации Россби:

 

 

Для весны, лета, осени по материалам многолетних данных оценена величина Ln в Бассейне, составившая 11, 6 и 18 км соответственно. Отсюда следует, что наблюдавшиеся в Белом море синоптические вихри по своим горизонтальным масштабам превышают рассчитанные значения LD в 4 раза. Аналогичные результаты получены для Балтийского моря [106].

Заметная роль синоптической изменчивости в формировании полей температуры и солености прослеживается и по результатам статистического анализа наблюдений. О синоптических колебаниях температуры и солености воды в Белом море дает представление рис. 1.5. Как видно, синоптическая изменчивость значительно превышает крупномасштабную, что характерно для всех островных станций (табл. 1.2). Наибольшее влияние движений синоптического масштаба на колебания Т и S отмечается на островных станциях, находящихся в районе глубоководной части моря. Временные масштабы синоптической изменчивости имеют периоды от 25 до 32 сут (рис. 1.8)

 

1.5. Сезонная изменчивость

 

Ниже рассматриваются поля температуры и солености только для трех сезонов — весны, лета и осени, поскольку для зимнего времени имеются лишь две неполные океанографические съемки Белого моря.

Горизонт 0 м. Поля солености и особенно температуры воды на поверхности для всех сезонов имеют сложный характер. Отмечаются значительные сгущения изотерм и изохалин, очаги их повышенных и пониженных значений (рис. 1.6, 1.7). Особенно ;>то характерно для весны и лета.

 Рис. 1.5. Изменения во времени крупномасштабной (/), синоптической (2) и суммарной (•?) составляющих температуры (а) и солености (%о) (б) воды

Во все сезоны температура воды имеет тенденцию роста в направлении с северо-востока на югозапад, за исключением зимы, когда поступление теплых баренцевоморских вод и интенсивное выхолаживание Белого моря в его континентальной части формируют обратную картину. Контрасты температуры воды между северной и южной частями моря могут достигать весной, летом, осенью, зимой соответственно 4; 8; 2; 3°С, солености — весной, летом, осенью соответственно 9; 8,5; 9,5 ‰.

 Таблица 1,2 Оценка относительного вклада (в долях дисперсии) составляющих изменчивоеги температуры и солености по данным островных гидрометеорологических станций

Наибольшие градиенты 7 и 5 в течение всего года наблюдаются в одних и тех же районах моря, расположенных у Соловецких островов, в Двинском и Кандалакшском заливах, на границе Горла и Бассейна, а также у Канинского берега. Перепады температуры и солености достигают здесь 1 °С/км и 1,2 ‰./км

 

Фронтальные зоны разграничивают районы перемешанных и стратифицированных речных и морских вод. Наиболее ярко выраженной и важной для формирования термической и соленостной структуры вод Белого моря является фронтальная зона Горла. Северо-восточнее этой зоны, в области перемешанных вод, максимум температуры наступает в конце августа в начале сентября, почти па месяц позже возникновения максимума в области стратифицированных вод, расположенной юго-западнее фронта. В то же время максимумы солености по обе стороны от фронта отмечаются в октябре для перемешанных вод и в ноябре для стратифицированных. Это свидетельствует о различном влиянии адвекции на формирование полей Т и S.

Ранней весной (середина мая) в районе Соловецких островов, в Кандалакшском заливе у Терского берега, а также вдоль Канинского берега находятся локализованные зоны с отрицательными температурными аномалиями. За исключением последнего района в них отмечаются повышенные значения солености. В двух первых зонах с аномалиями Т и S, по-видимому, связаны с фронтальным апвеллингом. Выход к поверхности холодных вод восточной части Воронки, которые здесь обычно наблюдаются на придонных горизонтах, связан с дивергенцией течений, формирующих севернее этого района циркуляцию с циклонической завихренностью, а южнее — с антициклонической.

Повышенные значения температуры воды весной в вершинах заливов обусловлены поступлением теплых речных вод. Различие между температурой вершин заливов и открытой частью моря составляет около 1,5 °С; соленость в вершинах заливов понижается до 16‰.

Рис. 1.6. Поля средней многолетней температуры воды на поверхности дли весны (а), .юта (б) и осени (я), °С

Рис. 1.6. Поля средней многолетней температуры воды на поверхности дли весны (а), .юта (б) и осени (я), °С

 

Рис. 1.6. Поля средней многолетней температуры воды на поверхности дли весны (а), .юта (б) и осени (я), °С

Рис. 1.6. Поля средней многолетней температуры воды на поверхности дли весны (а), .юта (б) и осени (я), °С

Рис. 1.7. Поля средней многолетней солености воды на поверхности для весны (о), лета (б) и осени

Рис. 1.7. Поля средней многолетней солености воды на поверхности для весны (о), лета (б) и осени

Рис. 1.7. Поля средней многолетней солености воды на поверхности для весны (о), лета (б) и осени

Интересно отметить, что на поверхности моря выделяется зона с повышенными значениями температуры в районе так называемого полюса холода. Весной она хорошо прослеживается по данным разрезов Тетрино-Лопшелъга и м. Зимнегорский — о. Ивановы Лулы. Ее центр расположен в районе станций 67, 66, 121 (см. рис. 1.2л). Как правило, здесь наблюдаются тонкие линзы распресненной до 21—22 ‰ и сравнительно теплой воды, что характерно для водных масс заливов, а не поверхностной водной массы Бассейна. Формирование этих линз можно объяснить меандрнрованием вдоль фронтального течения и отделением рингов от фронта, разграничивающего различные массы вод. Действительно, очень развитии в это время фронт Двинского залива ориентирован от Летнего берега к м. Зимнегорскому. Со стороны Двинского залива он имеет прогретые до 4°С и опресненные до 21 ‰ воды, в то время как со стороны Бассейна воды более холодные (2°С) и соленые (26—27 ‰). За счет градиента давления поперек фронта формируются вдольфронтальные течения, направленные к Горлу. Поэтому со стороны Бассейна будут образовываться теплые антициклонические вихри, а со стороны Двинского залива — холодные циклонические. В частности, об антициклонической завихренности теплого ринга можно судить характерному заглублению изолиний Т и S на станциях 67, 66. 121. Весной эти станции находятся на левой оконечности (если смотреть по ходу) стрежня двинских вод, распространяющихся в Горло. Чуть дальше в Бассейн, а именно в районе станций 122 и 123, происходит выклинивание на поверхность термогалоклина (т. е. появление фронта), который сформировался под влиянием распресиенных вод залива. Здесь же, вероятно, в результате фронтального апволлинга, образуется «полюс холода». Температура воды в нем на 1—2°С ниже, чем в центральной части Бассейна и на 3—4°С, чем в стрежне двинских вод. Соленость в «полюсе холода» повышается и превосходит соленость открытой части моря на 1,5 ‰, а двинских вод на 7—8 ‰. а иногда и более.

В работе А. Г. Кравца [71] приводится картина остаточных приливных течении в Белом море. Судя по ней, в рассматриваемом районе формируется диполь с циклональпом завихренностью течений в мористой части и в антнциклонической части, прилегающей к берегу. Можно предположить, что отмеченные неоднородности в полях Т и S вод Белого моря обусловливаются остаточными приливными течениями.

Выделенные неоднородности термохалпнного поля являются важным звеном гидрологической структуры вод Белого моря. Поэтому целесообразно проследить их эволюцию в течение безледлого периода по месячным картам

Судя по июньскому расположению изотерм, из Двинского залива в Бассейн поступают теплые (около 7°С) воды. Очаг тепла, сформировавшийся в мае в районе станций 66 и 67, переместился ближе к Летнему берегу и продвинулся в глубь Бассейна. Воды в его центре имеют температуру около 8— 8,5 °С. Из отмеченных в мае отрицательных аномалий температуры сохранился только Соловецкий минимум (3,5—4 °С). Центральную часть Бассейна занимают воды с температурой 6°С, которые отделяются от вод заливов и Горла обострившимися фронтальными зонами. Если, например, в мае контрасты через Соловецкую и Гирловскую фронтальные зоны составляли 0,06°С/км и 0.1 °С/км, то в июне они возросли до 1 °С/км. Ближе к Бассейну продвинулся фронт Кандалакшского залива, а фронт Двинского стал не таким интенсивным, как в мае, и несколько сузился. В связи с этим зона подъема холодных вод переместилась из района станций 122— 123 к станциям 120— 121. т. е. на установленное Дерюгиным место «полюса холода». Другой район холодных вод, также связанный с фронтальным апвеллннгом, находится у входа в Кандалакшский залив. Так, наблюдения 3—4 июня 1978 г. на станции 128 разреза м. Зим не горский — о. Ивановы Луды и станции 95 разреза р. Сальница—Кирбей - Наволок зафиксировали выход на поверхность холодных глубинных вод с температурой — 1,1 °С и соленостью 27,6%о- В это время температура и соленость окружающих вод находились в пределах 3—6°С, и 15—26 ‰. Следует подчеркнуть, что упомянутые фронты в большей степени определяются разностью солености соприкасающихся водных масс, нежели температуры.

Термохалинные поля в июле принимают более сглаженный вид. В вершинах заливов, прилегающих к Бассейну, температура повышается до 12— 13°С. В Бассейне она имеет среднее значение около 10,5 °С, а севернее Гордовского фронта понижается до 5—6 СС. Ядро тепла, сформировавшееся в мае на выходе из Двинского залива, отмечается теперь в самом центре Бассейна и имеет температуру около 11 °С. Вероятно, это определенный Дерюгиным «полюс тепла». На океанографических разрезах он совпадает с положением станции 124. Здесь наблюдается характерное для антнциклонической завихренности течений опускание теплых вод, о чем можно судить по заглублению изотерм. Вертикальные токи обусловливают положительные температуры на глубине около 60 м. Таким образом, этот очаг тепла связан в первую очередь с горизонтальной циркуляцией вод, в то время как холодные зоны — с вертикальными фронтальными движениями. Это же самое относится и к Соловецкой отрицательной аномалии, имеющей в июле температуру ниже 8,5 °С.

Расположение изотерм на поверхности моря в этот месяц позволяет говорить об усилившейся адвекции теплых вод Кандалакшского залива в Бассейн. Такая тенденция сохраняется и в августе. В это время поля температуры п солености значительно выравниваются под влиянием течений и диффузионных процессов. Судя по температуре, фронтальные зоны размываются и, зачастую, на поверхности уже нс прослеживаются. Более устойчивы соленостные фронты, которые отделяют слабо трансформированные волы рек от вод заливов, а также воды Горла от баренцевоморских вод.

Осенью поле температуры становится безградиентным, тогда как из-за осеннего паводка градиенты солености достаточно значительны, особенно в районе Двинской фронтальной зоны, которая формируется в это время исключительно за счет солености.

Как ранее отмечалось, изменения Т и S на горизонте 0 м характерны для всего верхнего квазиоднородного слоя. В работе [45] представлены результаты исследования сезонных изменений некоторых характеристик ВКС. Показано, что в мае в Бассейне, Кандалакшском и Двинском заливах формируется ВКС толщиной 3—7 м. Максимальная его температура достигает 5—7 °С в Двинском заливе, 4,5—5,5 °С в Кандалакшском и 3.5— 1.7 °С в Бассейне. Полагалось, что в районах, где воды полностью перемешаны, ВКС занимает всю толщу, поэтому изменения его толщины не рассматривались. Температура же ВКС весной достигает 4 °С в Онежском заливе, 1 °С в Воронке и остается отрицательной в Горле и Мезенском заливе. Летом она повышается до 5—6 °С на севере моря в Горле, до 8— 12°С в Мезенском и 10— 15 °С в Онежском заливах. В августе температура воды достигает максимума и  составляет в Горле и Воронке 6— 8 °С, в Мезенском заливе 10— 13°С, в Онежском и Двинском 14— 17°С. В это же время температура ВКС стратифицированных районов повышается до 12— 14 °С, а толщина ВКС увеличивается до 11 — 12 км в Бассейне и 7—9 м в заливах. С сентября по ноябрь происходит интенсивное охлаждение и заглубление ВКС. Так, в ноябре его температура составляет 2—3 °С, толщина 42—47 м.

Глубина промежуточного теплого слоя. Горизонт, на котором располагается инверсия температуры и солености, будем считать положением ядра ПТС. В настоящее время нет установившихся представлений о происхождении и динамике этого слоя, который почти всегда прослеживается на вертикальных разрезах и Т, S-кривых. Более того, пока не совсем ясно, является ли этот слой результатом горизонтального перераспределения масс воды, связан ли он с вертикальной зимней конвекцией или является следствием того и другого. В работах [37. 107] происхождение ПТС связывается с вертикальным турбулентным или конвективным обменом. Однако есть основания считать, что с Белом море эти процессы менее важны по сравнению с адвекцией тепла и солей в горизонтальной и вертикальной плоскостях.

Рис. 1.8. Годовой ход суточных норм температуры волы (а) и спектральные плотности температуры (б) и солености (я) воды, осрелценные по островным гидрометеорологическим станциям

Допущение об адвективном характере происхождения ПТС является более достоверным. По-видимому, этот слой формируется ранней зимой (декабрь—январь) в результате распространения из Горла охлажденных и распресненных барециевоморских вод с температурой около —0.8°С и соленостью 28,8‰.

Весной наблюдается общая температура заглубления ядра ПТС с юго-востока из северо-запад. Так, на границе Бассейна и Двинского залива оно расположено на горизонте около 10—50 м. Однако по мере продвижения к нейтральной части Бассейна глубина увеличивается до 55 м . В глубоководных районах Кандалакшского залива ядро располагается уже на глубине около 60 м.

Летом происходит общее заглубление ПТС на 10— 15 м по сравнению с весной. Тенденция увеличения глубины залегания ядра от Двинского залива к Кандалакшскому сохраняется. Например, па станции 121 оно находится на глубине около 60 м, в то время как на станции 127 — на глубине 70—80 м.

Осенью с усилением вертикального турбулентного обмена кривые распределения Т и S сглаживаются. что затрудняет определение положения ядра ПТС. Однако с учетом его небольшой трансформации положение ядра соответствует горизонту 80 м.

В целом поле температуры па указанных горизонтах довольно тесно коррелировано с полем солености, что говорит об обшей природе их формирования 

Горизонт 100 м. Поля температуры и солености па этом горизонте отражают условия глубинных вод: по наблюдениям, начиная со 100 м и до дна, основные черты термохалинных полей остаются неизменными.

Средняя температура и соленость воды на горизонте 100 м составляет весной — 1,2°С п 29%. Во все сезоны термохалинные поля слабо контрастны, максимальные различия составляют менее 0,5 °С и 0,3 °fn. От весны к лету и от лета к осени изменения температуры п солености нс превышают этих значений. Как и в ядре ПТС, поле температуры хорошо коррелировано с полем солености.

Чтобы охарактеризовать изменении Т и S по пространству в течение всех календарных месяцев года, обратимся к данным островных станций.

На риc. 1.8 a  представлены графики хода клматических суточных норм температуры, а в табл. 1.3 и 1.4 — статистические характеристики средних месячных значений солености и температуры воды по отдельным станциям. Наибольшая амплитуда сезонного хода температуры воды отмечается па от. Мудьюг, наименьшая — на ст. Сосковец. Сезонный ход температуры на утих станциях имеет ярко выраженную асимметрию. На ст. Мудьюг температура воды летом достигает своего максимума относительно весеннего минимума за 80 сут, и понижается до зимнего минимума за 120 сут. Это объясняется быстрым прогревом весной—летом тонкого распресненного слоя воды в Двинском заливе и более длительной теплоотдачей осенью утолщенного за счет летне-осенних процессов квазиоднородного слоя. На ст. Сосновец максимум температуры на ступает на 1 — 1,5 мес позже, чем на ст. Мудьюг, что связано с большими, нежели в стратифицированных районах, затратами тепла на прогрев квазиоднородного слоя, который в Горле занимает всю толщу воды. Поскольку этот слой всегда одинаков по толщине, накопление и потери им тепла происходят в течение примерно одинакового промежутка времени Годовой ход суточных норм солености для различных районов моря имеет много общего. За исключением вершины Двинского залива (ст.Мудьюг ) максимум солености для Онежского залива. Бассейна, Горла приходится на февраль — март, что связано с уменьшением материкового пресного стока, осолонением при льдообразовании, а также увеличением объема соленых баренцевоморских вод, поступающих в Белое морс. Для ст. Мудьюг максимум солености приходится на декабрь, так как здесь помимо общих для всего моря процессов влияет также сезонное изменение картины течении.

Таблица 1.3 Статистические характеристики средних месячных значений солености воды по отдельным станциям

Таблица 1.3 Статистические характеристики средних месячных значений солености воды по отдельным станциям

 

Характерным для всего моря является ярко выраженный минимум солености в мае—нюне. Для станций, расположенных в заливах Белого моря, си наступает на 15—20 сут раньше, чем в местах, удаленных от крупных рек. Это связано в первую очередь с весенним паводком; опреснение вод за счет таяния льдов играет второстепенную роль. На ст. Мудьюг из-за осеннего наводка р. Северной Двины имеется второй минимум в сентябре.

В заключение отметим, что различия в сезонной изменчивости термохалинных полей в рассмотренных трех слоях Белого моря обусловлены различием обусловливающих их механизмов. В поверхностном слое эти  поля формируются в результат горизонтальном н вертикальной адвекции тепла  солей, а также процессов вертикального турбулентного перемешивания, а в промежуточном и придонном слоях в основном в результате горизонтальной перераспределения масс воды баренцевоморского происхождения, трансформированных зимой в Горле.

Вертикальная структура вод. Среди особенно стен вертикального распределения вод глубоководных районов моря можно выделить следующие:

1) определяющая роль солености в формировании плотностной стратификации;

2) резкие контрасты солености (5—7‰) и температуры (15°С) по вертикали и их локализация в тонких слоях с градиентами 2—3 ‰/м и 5 — 7 °С/м;

3) наличие тонкого (10—30 м) верхнего распресненного слоя и на порядок более толстого (100— 300 м) нижнего соленого слоя, разделенных термогалоклином. 

Рис. 19. Районирование акватории Белого моря в зависимости от характера вертикального распределения температуры и солености

Сезонная эволюция вертикального строения вод глубоководной части Белого моря была изучена крайне слабо. Для восполнения этого пробела для трех сезонов — весны, лета и осени, получены устойчивые оценки средних многолетних значений Т и S. На основе этих данных выполнено районирование Белого моря в зависимости от вертикального профиля температуры и солености и выделены наиболее типичные распределения.

Весной выделяется пять районов (рис. 1.9), каждому из которых соответствует свой профиль вертикального распределения температуры и солености. Первый район, включающий Кандалакшский залив, Бассейн и примыкающую к нему часть Двинского залива, заполняют стратифицированные воды. Термогалоклин здесь примыкает к самой поверхности моря, занимая слой толщиной 10— 15 м. Сильное весеннее распреснение поверхностного слоя, вызванное таянием льда и речным стоком и недостаточное количество солнечного тепла, приводят к появлению резких вертикальных градиентов солености (до 1‰/м) и температуры (0,8 °С/м) в сравнительно неглубоких районах, занятых стоковыми течениями заливов. В центральной части Бассейна градиенты уменьшаются до 0,1%о/м и 0,3 °С/м. В этот период сглаживание резких вертикальных контрастов Т и S происходит за счет горизонтального перераспределения вод, поскольку вертикальный обмен весьма затруднен.

Другой особенностью вертикальных профилей температуры и солености стратифицированного района является наличие на глубине 30—60 м слоя воды, с температурой —0,8 °С и соленостью 28,7 ‰. Этот слой хорошо идентифицируется по данным пространственного корреляционного анализа полей температуры и солености. Так, для весны коэффициенты корреляции полей Т на горизонтах 30, 40 и 50 м достаточно высоки — 0,62, а для полей 5 даже 0,72. Это воды, не охваченные вертикальной зимней конвекцией. Начиная с горизонта 100 м и до дна, находятся глубинные воды, температура (— 1,45 °С) и соленость (29,8‰) которых практически не меняются от сезона к сезону.

Несколько иной вертикальный профиль температуры в стратифицированных водах наблюдается в районах течении, формируемых так или иначе под действием речного стока.

Третий вид вертикального распределения Т и S приурочен к фронтальным зонам и охватывает Восточную Соловецкую Салму, часть Воронки у Кольского полуострова и часть Горла у Бассейна. Здесь профиль температуры имеет сложную форму с хорошо выраженным максимумом в придонных горизонтах. Соленость же, наоборот, равномерно возрастает от поверхности до дна.

Отдельно выделяется вертикальное строение вод Западной Соловецкой Салмы. Профиль температуры здесь имеет почти синусоидальную форму. На поверхности температура воды около 4°С, на глубине 10 м падает до 1 °С, затем идет плавное повышение до 4 °С на горизонте 20 м и далее на глубине 40 м она снова уменьшается до 3°С. Схожий характер изменения имеет и соленость. На глубине 10 м она повышается до 26,8‰, на горизонте 20 м имеет примерно такое же значение, а у дна достигает 27,2‰. Такая многослойность связана со сложными динамическими процессами в расположенной здесь фронтальной зоне.

Совершенно иную картину вертикального распределения Т и S (5-й тип) имеют перемешанные воды в Горле, Двинском и Мезенском заливах, где. как уже упоминалось, они однородны от поверхности до дна (разности значении поверхностной и придонной температуры и солености менее 0,2 °С и 0,6 ‰).

Летом количество различных вертикальных профилей термохалинных характеристик сокращается до четырех. Интенсивный прогрев верхних слоев вод, уменьшение влияния речного стока, произошедшее весной перераспределение водных масс и поэтому ослабление термохалинных контрастов стабилизируют динамическую обстановку. Это проявляется в том, что во фронтальных зонах вертикальное распределение Т и S унифицируется. Расширяется зона с ярко выраженной стратификацией вод. Здесь уже хорошо прослеживается на первых 10 м ВКС с температурой около 11 °С п соленостью 26,3 ‰. Термогалоклин занимает слой от 10 до 30 м с градиентами 0,5 °С и 0.1 ‰  на 1 м. Коэффициенты корреляции полей Т и S на этих горизонтах превышают 0,61. Все так же отмечается сформированный зимой слой воды на глубинах 40—80 м с практически неизмененными характеристиками (—0,6 °С; 28,4 ‰), следовательно, вертикальный турбулентный обмен по-прежнему мало влияет на термохалинную структуру вод в этом районе. Для глубин, занимаемых ПТС, весьма высоки коэффициенты корреляции полей 7 и 3, в среднем 0,86 и 0,76 соответственно. Глубинные воды имеют почти ту же, что и весной, температуру — 1,4 °С, однако более низкую соленость 29,6 ‰

В районе стоковых течений профиль температуры и солености несколько изменился за счет выравнивания характеристик в придонном 10-метровом слое. Однако вертикальные градиенты температуры и солености здесь все еще велики: 0,4°С/м и 0,3‰/м. Видимо, энергии турбулентности, генерируемой в придонном слое приливными течениями, недостаточно для перемешивания столь сильно стратифицированных вод.

Интересная трансформация профиля температуры и солености произошла в районе Западной Соловецкой Салмы. Вертикальное распределение температуры имеет ярко выраженный минимум 8,7 °С на глубине 20 м, затем температура повышается до 10,7 °С, что на 0,7 °С больше, чем на поверхности.

Осенью на Белом море начинается процесс вертикальной осенне-зимней конвекции, усиливается ветровое перемешивание поверхностного слоя. Другая особенность сезона связана с осенним максимумом речного стока. Поэтому границы районов с различной вертикальной структурой вод занимают иное положение, чем в другие сезоны и имеется три различных профиля Т и S (рис. 1.9 в). Значительно сократилась площадь, занятая стратифицированными водами. Верхний квазиоднородный слой достигает глубины 20 м, причем, в первых 10 м уже наблюдается вертикальная конвекция. Зона термогалоклина значительно размывается и сливается на глубине 40 м с ПТС, который в этот период года занимает горизонты 50—80 м. Такая трансформация вертикального строения вод хорошо подтверждается данными пространственного корреляционного анализа: для горизонтов 30—50 м коэффициент корреляции по температуре составляет 0,78, по солености — 0,58, а для горизонтов 50—80 м 0,88 и 0,75 соответственно. Вместе с тем слой воды, располагающийся на горизонте 50 м, сохраняет одинаковую пространственную структуру в течение весны, лета и осени, поскольку коэффициенты корреляции полей Т, S в этом слое для весны—лета, весны— осени и лета — осени весьма значительны (0,8).

Вследствие интенсификации динамических факторов осенью значительно расширяется район с перемешанными водами. Флюктуации температуры и солености от поверхности до дна здесь не превышают 0,5 °С и 0.2 ‰. В то же время происходит полная унификация профиля вертикального строения вод во фронтальных зонах.

Полученные результаты показывают, что в Белом море можно выделить три основных вида вертикального строения вод: стратифицированный, перемешанный и фронтальных зон. Во фронтальных зонах, в зависимости от сезона, основной вид модифицируется. Границы районов, имеющих одинаковую вертикальную структуру, подвержены резкой сезонной изменчивости.

Сезонная изменчивость термохалинной структуры глубоководной части моря, сосредоточенная в основном в верхнем 50-метровом слое, в течение года определяется различными процессами. Весной доминируют процессы горизонтальной и вертикальной адвекции тепла и солей. Летом, наряду с ними, важное значение приобретает турбулентное перемешивание в поверхностном слое. Осенью и, вероятно, зимой адвективные и вертикальные турбулентные процессы вместе с конвекцией имеют одинаковую значимость.

 

1.6. Крупномасштабная изменчивость

Знание межгодовых колебаний температуры и солености вод необходимо для изучения Белого моря с позиций системного подхода, между тем они освещены крайне слабо.

В работе В. И. Мадёжина [101] рассмотрено изменение, солености глубинных вод за период 1955— 1958 гг. Привлекая данные за 1922 г., автор приходит к выводу о неуклонном уменьшении солености, которое может привести к полному опреснению Белого моря. Основной причиной этого явления он считает не климатические, а геологические факторы, сокращающие водообмен Белого моря с Баренцевым. Однако в упомянутой работе достаточного обоснования этого умозаключения не приводится.

Для выявления межгодовой изменчивости температуры и солености вод Белого моря в настоящей работе проанализированы их средние месячные значения на островных гидрометеорологических станциях (см. табл. 1.2)

Анализ многолетних наблюдений позволил установить, что линейные тренды для всех станций характеризуют тенденцию к понижению температуры и к повышению солености и что в Белом море преобладают 11-летние синхронные колебания этих элементов.

Изучение данных глубоководных станций показало, что крупномасштабные процессы оказывают основное влияние на изменчивость полей Т и S в районах фронтальных зон и их влияние возрастает по мере продвижения от поверхности моря до дна, где указанные процессы формируют до 50% изменчивости Т и S (см. табл. 1.1).

Это обстоятельство свидетельствует о том, что придонные поля Т и S наиболее достоверно отражают климатическую изменчивость Белого моря. Исследованы годовые медианы Т и .S, полученные по рядам, составленным из имеющихся для каждого года отсчетов на четырех придонных горизонтах глубоководных станции 125— 127. Такое пространственно-временное осреднение существенно повысило надежность анализируемых величин. Одно- и двухлетние колебания исключались трехточечным сглаживанием рядов скользящей медианой.

Результаты показывают (рис. 1.10), что температура и соленость глубинных вод Белого моря испытывают заметную климатическую изменчивость. С 1947 по 1983 г. температура придонных вод линейно увеличивалась на 0,15 X . Соленость вод лишена линейного тренда, но ее отличает ярко выраженное квазициклическое колебание, размах которого достигает 0,8 ‰.

Спектры рассматриваемых рядов содержат колебания с периодами 11 и 18 лет по температуре и 19—20 лет по солености.

Большей частью квазпииклическне изменения Т и 5 глубинных вод происходят асинхронно. Так, хотя в период с 1945 по 1951 г. повышению солености соответствовало понижение температуры воды, однако во время наиболее существенного понижения солености в 1953— 1963 гг. отмечался повышенный уровень температуры воды.

Взаимозависимость изменений Т и S глубинных вод определялась кросс-корреляциоиным анализом. Традиционный коэффициент корреляции оказался равным 0,16, в то же время коэффициент корреляции, определенный методами робастной статистики [99], составил 0,66. Это подтверждает асинхронность колебаний Т и 5. Данное обстоятельство позволяет сделать вывод о том. что на придонных горизонтах холодные и соленые воды циклически замещаются относительно теплыми и менее солеными. Очевидно, что такие изменения не связаны с геологическими процессами, а являются реакцией на атмосферные долгопериодные колебания.

Рис. 1.10 Многолетний ход солености (/) и температуры воды (2), сглаженный скользящими медианами

Формирование глубинных вод Белого моря определяется рядом факторов, важнейшими из которых являются водообмен с Баренцевым морем, из которого поступают теплые и соленые воды, и процессы выхолаживания и осолонения при льдообразовании беломорских и трансформированных в Горле баренцевоморских вод. Первый фактор зависит в конечном счете от особенностей атмосферной циркуляции (ветра). Второй определяется суровостью зимы: в холодную зиму формируются соленые и холодные воды, в теплую— менее соленые и относительно теплые. Несмотря на то что эти характеристики зависимы, их вклад существенно различен.

При оценке зависимости Т и S глубинных вод от ветра над морем для описания поля ветра использованы градиенты атмосферного давления, осредненные за зимние месяцы между станциями Канин Нос— Кемь-Порт и Мудьюг— Умба. Первый из них характеризует широтный, второй — меридиональный перенос воздушных масс.

При оценке зависимости указанных элементов от суровости зимы в качестве показателя суровости использовано средневзвешенное значение суммы градусо-дней мороза, полученное по данным береговых станций.

Применением робастного корреляционного и регрессионного анализов выявлена определенная зависимость межгодовых колебании Т и S глубинных вод от протекающих над морем зимой атмосферных процессов. Ветры зонального направления оказывают большее влияние на ход температуры, чем на ход солености, глубинных вод. И наоборот, изменения солености больше зависят от меридиональных ветров, чем изменения температуры, при этом температура имеет тенденцию понижаться при ветрах восточных направлений и возрастать при западных, а соленость — увеличиваться при южных ветрах и понижаться при северных. Такая закономерность имеет следующее объяснение.

Как правило, восточные и юго-восточные ветры в зимнее время возникают при установлении над Белым морем антициклона, вышин ноги ультра полярным вторжением. В это время отмечается наиболее низкая температура воздуха, что приводи г к понижению температуры вод Горла, которые в свою очередь формируют более холодные глубинные воды. В то же время ветры западных направлении зимой несут, как правило, относительно теплые воздушные массы

В дополнение к этой упрощенной, но в целом показательной картине требуется упомянуть о том, что при восточных ветрах льды, судя по картам течений, выносятся из Горла, в результате чего увеличивается площадь чистой воды и выхолаживаются горловские воды. Отсюда можно заключить, что глубинные воды формируются в течение непродолжительного периода времени (порядка .месяца), когда над Белым морем устанавливается полярный антициклон. Отсутствие значимой связи температуры воды с суммой градусо-дней мороза подтверждает это заключение.

В отличие от зональных, меридиональные ветры усиливают водообмен Баренцева и Белого морей и увеличивают поступление вод с высокой соленостью в Белое море. Так, юго-юго-западные ветры приводят к такой системе течений, при которой баренцевоморские воды поступают в Белое море вдоль Терского берега в Воронке, а далее на придонных горизонтах ближе к оси Горла. Следовательно, соленость глубинных вид будет возрастать.

В суровые зимы происходит, как правило, понижение температуры и повышение солености глубинных вод. Однако эти изменения в 4—5 раз меньше тех изменений, которые обусловлены упомянутыми ранее межгодовыми квазициклическими колебаниями.

Касаясь зависимости между соленостью и суммой градусо-дней мороза, можно отметить слабое влияние процесса осолонения при льдообразовании в Белом море на соленость его глубинных вод.

Полученные результаты свидетельствуют о том, его колебания температуры глубинных вод Белого моря определяются локальным взаимодействием горловских вод с атмосферой, в то время как изменения солености обусловлены адвективными процессами.

Учитывая связь беломорских ветров с глобальными формами атмосферной циркуляции, можно сделать следующий вывод: при форме С происходит понижение температуры глубинных вод, при зональной форме W — ее рост; при форме Е — соленость глубинных вод понижается, тогда как при форме С — увеличивается.