Канадский бассейн Северного Ледовитого океана

Материал из OceanWiki_RU.

[править] География

Канадская часть Арктики включает Амеразийский суббассейн СЛО по международной номенклатуре или, как иногда в научной литературе его называют, Канадский бассейн. Амеразийский суббассейн (включая море Бофорта) занимает часть Арктического бассейна от гребневой линии хребта Ломоносова до материкового склона Канадского Арктического архипелага, Аляски, Чукотского и Восточно-Сибирского морей. Амеразийский суббассейн менее глубокий (наибольшая глубина около 3800 м), чем Евразийский (наибольшая глубина около 4200 м). В суббасейне выделяются наиболее глубокая и обширная Канадская котловина и менее глубокая котловина Макарова, которые разделены хребтом Менделеева. Важную особенность подводного рельефа Амеразийский суббассейн составляет Чукотское поднятие с минимальными глубинами до 300 м. Основную часть морей Чукотского и Восточно-Сибирского занимает мелководный шельф с глубинами 25–40 м. Ширина шельфа (расстояние от берега до изобаты 200 м) составляет 400–700 км. Шельфовая зона моря Бофорта довольно узкая и ширина ее составляет 50–150 км.

Амеразийский суббассейн через Чукотское море и Берингов пролив сообщается с Тихим океаном, а через проливы Канадского Арктического архипелага – с Атлантическим океаном.

В арктические моря Канадского сектора Арктики впадают три наиболее крупные реки – Маккензи (годовой сток 340 куб.км), Колыма (годовой сток 102 куб.км) и Индигирка (годовой сток 57 куб.км).

[править] Поверхностная циркуляция

Главной особенностью поверхностной циркуляции вод Амеразийского суббассейна является Антициклональный круговорот (иногда назывемый круговоротом Бофорта), охватывающий значительную часть акватории суббассейна. Вторым важным элементом крупномасштабной поверхностной циркуляции является Трансарктическое течение, которое начинается в северной части Чукотского моря и переносит воды вдоль северных окраин морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в направлении пролива Фрама. Основные черты крупномасштабные пространственного распределения характеристик вод Амеразийского и Евразийского суббассейнов подобны, поскольку вызываются генетически сходными процессами. Вместе с тем наблюдаются отличия, обусловленные региональными особенностями факторов, воздействующих на океанографический режим суббассейнов.

[править] Структура вод

Структура вод Арктического бассейна имеет несколько существенных качественных отличий от типичной структуры вод Мирового океана (МО). Это вызвано прежде всего общими низкими температурами, при которых производные от плотности воды по температуре примерно в 300 раз меньше производных по солёности. Поэтому характерные для МО промежуточные слои пониженной и повышенной солёности сменяются в Аб слоями вод повышенной (глубинные атлантические, летние тихоокеанские) и пониженной температуры (зимние тихоокеанские, промежуточные“шельфовые” и др.). Не похожи также и соответствующие семейства Т-S – кривых: кривые для вод МО вытянуты вдоль оси температур, для АБ – вдоль оси солёностей.

Вертикальная структура вод Амеразийского суббассейна довольно сложна: здесь имеется несколько чередующихся по вертикале слоев и прослоек вод, температура которых ниже или выше соседних. Среди них выделяются поверхностные воды, самые однородные по вертикали. Ниже располагаются тихоокеанские воды летнего (летние тихоокеанские воды) и зимнего (зимние тихоокеанские воды) происхождения. Эти три естественных слоя подстилаются мощным слоем атлантических вод. Глубоководная часть суббассейна заполнена холодными донными водами.

Анализ временных пертрубаций в поверхностных водах Арктического бассейна показывает, что в пределах пикноклина наблюдается целая система слоёв и прослоек с локальными экстремумами тепмературы. Часть из них адвективного происхождения, другая часть – эндемичного, тесно связанная с процессами тепломассообмена либо на поверхности бассейна, либо на границе льда с водой. К числу адвективных относятся тихоокеанские воды зимнего и летнего образования (то-есть баренцевоморские воды, трансформированные на шельфе Чукотского моря), занимающие первые в среднем около 130, вторые – 180 тыс.кмЗ, то-есть всего 1 – 1,5% объёма АБ каждая (Н.И.Блинов, Е.Г.Никифоров (1991)).

Однако ареал тихоокеанских вод занимает около 2/3 поверхности АБ, покрывая его сплошным слоем и испытывая значительные межгодовые циклические колебания за счёт изменения положения их границ.

Эндемичные промежуточные воды АБ (так называемые “шельфовые”) -холодные и осолонённые за счёт ледообразования, образуются зимой на периферии акватории бассейна и очень часто наблюдаются справа от стрежня Трансарктического течения – в зоне дивергенции дрейфа льдов и вод (Е.Г.Никифоров, А.О.Шпайхер (1980), В.А.Волков, В.В.Лукин (1985), рис.2.1), а затем распространяются вдоль и по нормали к преобладающим переносам вод в окрестности зон (“ядер”) их формирования. Они занимают ещё меньший объём – всего ~ 100 тыс.км3, и, в среднем, 15–20 % акватории бассейна, в одни годы исчезая совсем, в другие покрывая прослойкой значительные части суббассейнов и меняя к тому же от года к году географическое положение ареалов (Н.И.Блинов, Е.Г.Никифоров (1985)). Важно отметить, что зимние тихоокеанские и промежуточные воды находятся в постоянном взаимодействии: распространяясь в примерно одинаковых изопикнических слоях, они взаимно ограничивают пределы распространения друг друга.

Таким образом, все слои непосредственно взаимодействующих между собой промежуточных вод – шельфовых, летних и зимних тихоокеанских, вместе с водами ВКС лежащие в пикноклине АБ, составляют некую общность – зону поверхностного (деятельного) слоя Арктического бассейна.

С другой стороны, изменчивость характеристик деятельного слоя АБ имеет значение не только с точки зрения их текущего состояния или только общережимное значение. Напротив, наличие локальных экстремумов в распределении температуры с глубиной означает, что соответствующие прослойки играют роль “запирающих слоёв”, препятствующих передаче тепла от тёплых атлантических вод в деятельный, связанный непосредственно с атмосферой или с нижней границей ледяного покрова. Пространственно-временная изменчивость характеристик таких слоёв и их экранирующая роль имеет, следовательно, климатообразующее значение.

Анализ данных наблюдений показывает, что решающими являются зимние характеристики вертикального распределения термохалинных элементов деятельного слоя, устойчиво сохраняющиеся в течение года: сезонный термоклин не оставляет выраженных следов своего влияния в основной картине термохалинных полей Арктического бассейна.

Одно из чаще всего встречающихся представлено на рис.2.1. Видно, что преобладающими распределениями по акватории АБ сочетаний ВКС – слоёв являются: на периферии Канадской антициклонической циркуляции вод пикноклин совпадает с термоклином и халоклином (ВКСт = ВКСх). В центральной части бассейна расположена область, в пределах которой термоклин залегает в два – пять раз глубже, чем термоклин (ВКСт > ВКСх). И, наконец, на границах этих преобладающих по повторяемости образований располагаются акватории, где халоклин лежит глубже термоклина (ВКСх > ВКСт). Это – области образования “шельфовых вод”. К ним тесно примыкают акватории, на которых халоклин начинается от поверхности бассейна – это районы пребладания TIA-эффекта (Е.Г.Никифоров, (1998)).

На самом деле переходы из одной области к другой совершаются не скачкообразно. Между ними располагаются довольно узкие переходные зоны, в которых наблюдаются ступенчатые структуры: в первом случае это ступени солёности, во втором – температуры. Природа таких ступенчатых структур очевидна из предыдущего; их исчезновение на сравнительно малых расстояниях (сотни километров) одновременно свидетельствует о высокой интенсивности тепломассобменных процессов (термохалинной диффузии).