Северный Ледовитый океан

Материал из OceanWiki_RU.

Средиземное море, карта. Данные GEBCO

Северный Ледовитый океан включает в себя глубоководный регион, именуемый Арктическим бассейном, разделенный хребтом Ломоносова на Евразийскую и Канадскую части, а также северные шельфовые моря.

[править] Водные массы СЛО

Изучение водных масс Арктического бассейна было начато во время знаменитой экспедиции Нансена на судне Фрам (1893-1896 гг. На основании анализа вертикального распределения температуры и солености в центральной части Арктического бассейна Ф.Нансен установил три типа водных масс. П.П.Ширшов, применяя метод TS-кривых В.Б.Штокмана к анализу материалов станции «Северный полюс-1», установил четыре типа водных масс для центральной зоны Арктического бассейна: арктическая поверхностная, промежуточная верхняя, атлантическая (АВ) и донная.

В данный момент для Арктического бассейна не существует строгой классификации водных масс, тем не менее обычно выделяют несколько категорий водных масс, отличающихся друг от друга своими физическими свойствами.

Верхний слой Арктического бассейна и морей занимают поверхност­ные арктические воды. Толщина их слоя в отдельных районах различна и определяется местными физико-географическими условиями. В Арктическом бассейне они распространяются от поверхности до глу­бины 200—250 м.

Поверхност­ные воды подразделяются по температуре и солености на три слоя. Верхний слой распространяется от поверхности до глубины 25—50 м. Это так называемый перемешанный слой.Он имеет по вертикали однородную температуру и соленость поэтому, собственно, и называется перемешанным.

Под перемешанных слоем на глубинах от 25—50 до 100 м находятся воды с такой же (или даже более низкой) температурой и резко возрастающей соленостыо. Это слой холодного галоклина. Механизм образования его до конца не ясен. Существует предположение, что образование этой про­слойки связано с тем, что более холодные и соленые воды, сформировав­шиеся в районе материкового склона к северу от морей Карского и Лап­тевых, постепенно растекаясь к северу и являясь более плотными, опуска­ются. Сверху на них натекают сравнительно распресненные воды, посту­пающие из притихоокеанской части Арктического бассейна.

Глубже прослойки холодных вод, на глубинах в среднем от 100 м до верхней границы атлантических вод (условной границей которой принята изотерма 0˚), распространены воды с характеристиками, промежуточны­ми между показателями свойств подповерхностного слоя и атлантиче­ской воды.

Под поверхностной арктической водой на глубинах в среднем между 200 и 800 мв Арктическом бассейне располагается слой атлантических вод, отличительной особенностью которых являются положительная темпера­тура и высокая соленость (около 35psu). Атлантические воды поступают в Арктический бассейн через пролив Фрама и Баренцево море. Основной стрежень атлантических вод распростра­няется вдоль материкового склона с северо-запада на юго-восток, восток и далее в Канадский бассейн, заполняя весь арктический бассейн. При приближении их к материковому склону толщина слоя атлантических вод постепенно умень­шается, а на глубинах меньше 100—150 м атлантические воды не наблюдается. В области материкового склона наиболее интенсивное перемешивание атлантиче­ских вод с другими водами и более интенсивная их трансформация.

Начиная с глубин 800—1000 м и до дна располагается холодная придонная вода. Эта водная масса характеризуется отрицательной температурой от —0,4 до —0,9° и почти однородной соленостью от 34,9 до 34,95psu. Холод­ные придонные воды формируются главным образом в Гренландском и Норвежском морях (в районе между о. Ян-Майен и Шпицбергеном) в ре­зультате зимнего охлаждения поверхностных вод, которые становятся более тяжелыми и опускаются на дно. Отсюда холодная вода распространяется на север и заполняет глубокие впадины Арктического бассейна.

[править] Поверхностные течения СЛО

В 1918—1925 гг. во время работы норвежской экспедиции в Арктическом бассейне на судне «Мод» Свердруп впервые исследо­вал дрейфовые подледные течения. Он пришел к выводу, что при ветровом дрейфе льда в движение вовлекается весь гомоген­ный поверхностный слой Арктического бассейна толщиною не­сколько десятков метров. Этот слой свободно скользит по нижеле­жащему слою гидросферы ввиду незначительности сил внутреннего трения в зоне наибольшего градиента плотности. Пренебрегая со­противлением трения, он полагал, что дрейфу льда сопротивление оказывают только окружающие ледяные поля. Последующие ис­следования, выполненные на дрейфующей станции «Северный по-люс-1» в 1937 г. П. П. Ширшовым, выявили неполноту этого допущения. Ошибочным оказалось также предположение Свердрупа о пропорциональности силы трения воздух—лед первой степени скорости ветра, а не второй, как показали результаты дальнейших исследований (Ширшов, 1944). П. П. Ширшов считал, что дрей­фовые подледные течения имеют много общих черт с дрейфовыми ветровыми течениями моря, свободного от льда. Скорость подлед­ного течения быстро уменьшается с глубиной: на горизонте 5 мона, по данным П. П. Ширшова, составляет 90—100 % от скорости дрейфа льда, на глубине 25 м — 25—30 %. На глубине 25 м вектор течения отклоняется вправо от вектора скорости дрейфа льда на угол 25—30°.

В 1959 г. группа исследователей во главе с А. Г. Колесниковым выполнила инструментальные наблюдения за дрейфовыми тече­ниями в подледном слое (Колесников, 1960). Измерив средние и пульсационные скорости течений, авторы сделали вывод, что толщина слоя воды, увлекаемая ветровым дрейфом льда, невелика. При скорости дрейфа 5 см/с течение распространяется на глубину только 5м от нижней кромки льда. На глубине 1 м подо льдом скорость течения составляет только 50 % от скорости дрейфа льда.

Рис. 4. Схема циркуляции поверхностных вод Северного Ледовитого Океана. 1-антициклонический круговорот вод Арктического бассейна; 2- Трансарктическое течение; 3-Восточно-Гренландское течение; 4 – Западно-Исландское течение и Восточно-Исландское течения; 5 – Норвежское течение; 6 – система циклонических течений Северо-Европейского бассейна; 7 – Нордкапское течение; 8 – Шпицбергенское течение. (Взято из Никифоров, Шпайхер, 1980)

Более подробные данные о структуре дрейфовых подледных течений получил Ханкинс летом 1958 г. на американской дрейфую щей станции «Альфа» [Hunkins, 1966]. Истинные течения получены путем вычитания элементов дрейфа льда, вычесленного по астрономическим наблюдениям местоположения станции. По данным натурных наблюдений было построено 180 эпюр вертикального распределения скорости и направления течения, но анализировались только 23, которые соответствовали условиям установившегося дрейфа льда. На осно­вании анализа обобщенных данных был построен годограф скоро­сти дрейфового течения, из которого следует, что угол отклонения вектора скорости дрейфа льда от направления ветра равен 45°.

Л. Н. Беляков обобщил результаты собственных наблюдений за дрейфовыми течениями под ледяным покровом и измерений, вы­полненных другими исследователями и нашёл что на глубине 5 метров направление течения составляет угол примерно 40ْ к направлению дрейфа льда (Беляков, 1974)

В результате дрейфа «Фрама», станции «Северный полюс-1» и ледокольного парохода «Г. Седов», хотя они не проходили по центральной части бассейна, была получена важная инфор­мация о закономерностях дрейфа льдов. На основе этих данных Н. Н. Зубов сформулировал свое знаменитое «правило дрейфа льда по изобарам», а затем вместе с М. М. Сомовым построил первую (хотя еще гипотетическую) схему дрейфа льда в Аркти­ческом бассейне [Зубов и др. 1940].

Одновременно накапливались данные о циркуляции вод в поверхностных слоях Арктического бассейна. Используя ре­зультаты наблюдений на дрейфующих станциях и воздушных экспедиций, А. Ф. Трешников в 1954 г. составил первую дина­мическую карту (Трешников 1959), на которой ясно проступали основные кон­туры известной теперь схемы—широкое Трансарктическое те­чение, направленное от Берингова пролива к проливу Фрама и обширный антициклонический круговорот вод в Амеразийском суббассейне (рис.4). Ещё несколько схем течений в Арктике можно найти на lib.oceanographers.ru

Впервые существование антициклонической циркуляции вод и льдов подтвердил дрейф станции «Северный полюс-2». Ее ла­герь, оставленный зимовщиками весной 1951 г., был дважды обнаружен во время воздушных экспедиций в 1954 и 1955 г. вблизи того места, где станция была создана в 1950 г.

3. М. Гудкович обработал результаты дрейфа станции по барическим и ди­намическим картам (Волков и Гудкович, 1967). Оказалось, что за 5 лет станция совершила круговой дрейф с радиусом около 1000 км вокруг центра антициклонической циркуляции, выяв­ленной А. Ф. Трешниковым. Затем наличие этой циркуляции подтвердил дрейф советских станций «СП-7, 8, 11, 12, 16», а также дрейф американских станций «Т-3», «Альфа» и «Браво».

Это представление о циркуляции поверхностного слоя подтвердилось в работе Coachman and Barnes (1961), которые проанализировали 300 океанологических станций и поля динамических высот. За уровень отсутствия движения они приняли глубину 1200 метров. Не очень понятно почему именно эта глубина была выбрана. Кроме того, они упоминают о том что во многих случаях прямых измерений течения не было проведено, но они определяли его, исходя из предположения о том, что циркуляция льда и поверхностного слоя океана совпадают. Это возможно не лучшее приближение. Наиболее сильным аргументом в пользу того, что циркуляция океана соответствует циркуляции льда являлось то, что большие ледовые острова имеющие вертикальные размеры более 40 метров следуют по траекториям, совпадающим с кругом Бофорта и Трансарктического течения. Предположение заключается в том, что перемещение этих ледовых островов контролируется океанской циркуляцией. Но здесь игнорируется тот важный факт, что ледовые острова не плавают изолированно а зажаты окружающим ледовым полем способным передавать им энергию которая может превышать энергию получаемую от течений. Такая точка зрения обсуждалась Hibler and Bryan (1987).

Представления Coachman и Barnes (1961) были развиты Newton (1973). Он нашел, что основная циркуляция арктических (поверхностных) вод в Канадском бассейне именно такая, как и предполагали Coachman и Barnes (1961). Как и его предшественники, Newton снова сделал свои выводы на основе данных по дрейфу крупных ледяных островов, но добавил также измерения дрейфа более тонкого (2–3м) льда. Он использовал данные полученные в ходе Arctic Ice Dynamics Joint Experiment (AIDJEX) за 1970–1972 годы. В этом эксперименте измерители течений были помещены в лунки просверленные во льду и измеряли скорость потока и его направление относительно льда. Затем, используя данные по дрейфу льда, эти измерения переводились в систему координат связанную с Землёй и таким образом должна была получаться картина реальных течений. Погрешности для данных эксперимента AIDJEX официально так никогда и не были представлены. Ньютон отмечает что измерители течений часто работали за порогом точности, составляющим 2.5 см/с. Фактически очень много измерений было именно такого порядка величины.

Интересное сообщение по поводу циркуляции в южной части моря Бофорта, было сделано Aagaard (1984), который проанализировал измерения течений и данные со станций сделанных над континентальным склоном в этом районе. Он сообщает о крупномасштабной циркуляции (Бофортское противотечение) направленной в пролив Фрама а не в Берингов пролив как думали раньше. Он предположил что этот поток является частью крупномасштабной циркуляции бассейна. Так как Aagaard использовал лучшие измерения течения сделанные в этом районе, возможно что течения в южной части круговорота Бофорта действительно движутся в противоположную сторону по сравнению с циркуляцией льда.