Основные черты структуры воды Арктического бассейна

В полярных областях структура вод определяется вертикальной стратификацией температуры (В. А. Некрасова и В. Н. Степанов, 1962) в противоположность всем остальным частям Мирового океана, где ведущим признаком является соленость (В. Н. Степанов и В. А. Шагин, 1960). Это хорошо видно и на используемом нами гидрологическом разрезе.

Применяя ту же методику, которая привлекалась для выявления основных закономерностей структуры вод других океанов (В. Н. Степанов, 1967), были выделены структурные зоны и в Арктическом бассейне. При этом под структурными зонами понимаются слои воды с однотипными водными массами (поверхностными, промежуточными, глубинными и придонными).

Следуя за Дефантом, поверхностную структурную зону надо отнести к тропосфере океана, а промежуточную, глубинную и придонную зоны — к его стратосфере. Их разделяет хорошо выраженная переходная структурная зона, или субтропосфера, при переходных условиях которой самостоятельные водные массы выделять нецелесообразно. Границы между структурными зонами определялись по вертикальному градиенту плотности, с учетом изменения по вертикали температуры и солености воды.

В соответствии с этим поверхностная структурная зона в Арктическом бассейне легко прослеживается по наиболее низким температурам, близким к точке замерзания. Только у нижней ее границы начинается повышение температуры, связанное с распространением нижележащих атлантических вод. При относительно однородной температуре соленость быстро увеличивается с удалением от поверхности океана, где опреснение, вызываемое таянием льдов и большим выносом в Северный Ледовитый океан речных вод, оказывается максимальным. Благодаря этому изменению солености вертикальные градиенты плотности, постепенно увеличиваясь с глубиной, достигают максимальных значений у нижней границы поверхностной структурной зоны; величины их здесь доходят до 3000—5000 • 10^-5.

Таким образом, установление нижней границы поверхностной структурной зоны не представляет сколько-нибудь значительных трудностей. Толщина ее большей частью составляет 50—100 м. Это намного меньше, чем в других частях Мирового океана, где, даже по средним широтным данным, толщина поверхностной структурной зоны равна 200—250 м. Причиной тому мощный ледяной покров, ограничивающий не только ветровое, но и конвективное перемешивание вод, которому в большой степени препятствует также теплая прослойка атлантических вод.

Согласно проведенным расчетам, скорость переноса поверхностных вод обыкновенно составляет 10—20 см/сек, увеличиваясь местами до 50 см/сек и более. По одному разрезу трудно говорить о преобладающих направлениях течений. Для поверхностной структурной зоны показаны векторы течений, полученные для глубины 25 м. Величины вертикального переноса большей частью равны нескольким единицам на 10^-3 см/сек.

В переходной структурной зоне, располагающейся между холодными опресненными поверхностными водами и нижележащими относительно теплыми высокосолеными атлантическими водами, наблюдаются большие градиенты температуры, солености и плотности. К нижней границе этой зоны градиенты уменьшаются, достигая сравнительно малых значений, выражающихся в условной плотности величинами порядка 1000—1500-10^-5. Местами здесь обнаруживается небольшой самостоятельный максимум, однако чаще нижнюю границу переходной зоны приходится определять по относительно резкому перелому в вертикальном ходе градиентов.

Вблизи Шпицбергена это отмечается на глубине 100—150 м, еще дальше к северу на 150—200 м, а между северным полюсом и Аляской — на 200 м. Таким образом, толщина переходной структурной зоны в приатлантической части Арктического бассейна достигает примерно 100 м, а в притихоокеанской — 150 м. В прочих областях Мирового океана она раза в 2—3 больше.

У нижней границы переходной зоны термохалинные характеристики вод существенно меняются в направлении от при- атлантического к притихоокеанскому району Арктического бассейна. На рассматриваемом гидрологическом разрезе к северу от Шпицбергена в соответствии с повышенным влиянием атлантических вод наблюдаются более высокие температуры и солености. В целом в указанном направлении температура воды изменяется примерно от -0,5° до -1,2°, а соленость от 34,70—34,60°/_оо до 33,90—33,60°/_оо. Величины горизонтального переноса вод составляют 10—30 см/сек и более, вертикального— несколько единиц 10^-3 и 10^-4 см/сек без ясно выраженной закономерности в отношении направления. Последнее определяется как переходными условиями, так и ограниченностью данных, используемых для расчетов.

Арктические океанологи ВОДЫ ПЕРЕХОДНОЙ ЗОНЫ обыкновенно называют ПРОМЕЖУТОЧНОЙ АРКТИЧЕСКОЙ ВОДНОЙ МАССОЙ, что, как уже выше указывалось, нецелесообразно и не увязывается с общей классификацией, разработанной для всего Мирового океана в целом. То же следует сказать и в отношении нижележащих теплых атлантических вод, именуемых ГЛУБИННЫМИ, тогда как они являются типичной ПРОМЕЖУТОЧНОЙ водной массой. Она отличается характерными промежуточными свойствами — экстремально высокими температурами воды, подобно аналогичной водной массе Антарктики.

Выделение ее в границах нулевых изотерм также представляется неудачным. Вместо этих формальных критериев для установления границ атлантических вод, как и всех прочих водных масс, следует использовать единый принцип. Таковым в данном случае явился вертикальный градиент плотности. Еще лучше было бы взять устойчивость, которую мы использовали при выделении границ структурных зон в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах, поскольку в нее входит адиабатическая поправка.

Нижняя граница промежуточной структурной зоны, в пределах которой в Арктическом бассейне располагается атлантическая водная масса, определяется либо по небольшому максимуму градиента плотности, либо по слабому излому кривой изменения этой характеристики по вертикали, после которого градиент плотности становится близким к нулю. Величина упомянутого максимума в нашем случае менялась от 60 * 10^-5 до 120 * 10^-5.

Это обыкновенно наблюдается на глубине 1500 м, а в котловине Амундсена — около 2000 м. Интересно отметить, что примерно на тех же глубинах отмечается нижняя граница промежуточной структурной зоны в других частях Мирового океана. Общая толщина этой зоны порядка 1500 м. Если за нижнюю границу промежуточной зоны принимать нулевую изотерму, располагающуюся на глубине 800— 1000 м, толщина ее окажется примерно в 2 раза меньше.

При определении границ промежуточной структурной зоны следует иметь в виду специфические изменения вертикального градиента плотности (или устойчивости), связанные с наличием экстремума свойств. На глубине его расположения будет наблюдаться минимальный градиент, а несколько ниже, где начинается относительно быстрое изменение свойств, определяющееся удалением от слоя с экстремальными их значениями, — максимальный градиент.

Последний, однако, не следует считать границей водной массы, которая располагается ниже. В Арктическом бассейне, в слое атлантических вод, наиболее высокие температуры и соответственно минимальный вертикальный градиент плотности отмечаются на глубине 400—500 м, а на глубине 600—700 м — максимальный градиент плотности, о котором говорилось выше.

В циркуляции атлантических вод, ниже экстремума температуры, прослеживается четкая связь с системами, создающимися в отдельных котловинах; от средних частей этих впадин векторы течений направлены к подводным хребтам. В верхней же части атлантических вод перенос их, по-видимому, в основном определяется циркуляцией поверхностных вод. Можно усмотреть и некоторое различие в величинах переноса.

Выше экстремума температур для горизонтальных скоростей характерны значения порядка 5—10 см/сек и выше, а вертикальных— несколько единиц 10^-3 см/сек и 10^-4 см/сек, тогда как для нижней части атлантических вод первые в большинстве случаев меняются от 1 до 5 см/сек, а вторые составляют несколько единиц на 10^-4 см/сек.

С циркуляцией вод надо связывать и разделение слоя максимальных температур воды, наблюдающееся на рассматриваемом гидрологическом разрезе к югу от хребта Менделеева (между 85° и 81° с. ш.). Примерно в этом районе проходит граница между антициклоническим круговоротом вод, располагающимся в районе моря Бофорта, и циклоническим их обращением, захватывающим большую часть Арктического бассейна.

Температура атлантических вод изменяется как по вертикали, так и по горизонтали значительно больше, чем соленость. Экстремально высокие температуры, от величин, несколько превышающих 2° в районе Шпицбергена, понижаются до 0,5° вблизи Аляски. У нижней границы промежуточной структурной зоны температуры воды существенно разнятся по обе стороны от хребта Ломоносова.

В приатлантической части они порядка 0,5°/-0,7^о, а в притихоокеанской примерно в 2 раза выше: от 0,35° до 0,25°. Соленость воды от верхней границы промежуточной структурной зоны, где она близка к 34°/_оо, постепенно увеличивается до 34,9°/_оо на глубине экстремально высоких температур. Ниже она нарастает еще медленнее, достигая 34,97—34,99°/_оо у нижней границы атлантических вод.

Глубинная структурная зона в Арктическом бассейне отличается очень небольшой толщиной, всего лишь около 1000 м, тогда как в других частях Мирового океана она примерно в З раза больше. Эти представления, однако, требуют дальнейшего уточнения, так как определение нами нижней ее границы по вертикальным градиентам плотности надо считать ориентировочным; максимумы градиентов, без введения адиабатической поправки, обнаруживаются сравнительно редко. В качестве дополнительного признака принималась глубина, на которой начинается повышение температуры воды, что является характерным признаком придонной структурной зоны.

В положении нижней границы глубинной структурной зоны, как и свойствах глубинных и придонных арктических родных масс, а отсюда гидрохимических и биологических условий, отмечаются заметные различия между отдельными котловинами, и особенно велики они по обе стороны от хребта Ломоносова. В противоположность другим подводным горным системам этот хребет, по-видимому, полностью изолирует глубинные и придонные воды приатлантической и притихоокеанской частей Арктического бассейна.

Нижняя граница глубинной структурной зоны располагается между Шпицбергеном и хребтом Ломоносова, на глубине 2500—3000 м, а по другую его сторону—на 2000—2500 м. При этом она значительно опускается вдоль материкового склона к северу от Шпицбергена и у хребта Ломоносова в котловине Амундсена, что находится в соответствии с преобладанием здесь нисходящих движений вод. Можно было бы ожидать того же и по обе стороны хребта Гаккеля, о чем, в частности, говорит характер изохалин.

Однако это не подтверждается ни расчетными векторами течений, ни положением границ структурных зон. Если опускание вод вдоль хребта Гаккеля и происходит, то оно должно быть очень слабым. Подобные условия могут иметь место при расположении обеих котловин (Нансена и Амундсена) в области одного циклонического круговорота вод. В таком случае в центральной его части будет преобладать подъем вод, а по периферии — их опускание.

Последнее должно играть огромную роль в формировании не только глубинных, но и придонных арктических водных масс. В результате нисходящих движений, создающихся вдоль материковых склонов Евразии и Гренландии, происходит опускание как холодных, опресненных поверхностных арктических вод, так и теплых, высокосоленых атлантических. Особенно интенсивно они, по-видимому, смешиваются в подводных долинах, по которым из Арктического бассейна в евразийские окраинные моря поступают атлантические воды. В процессе такого перемешивания и создаются промежуточные свойства глубинных и придонных арктических водных масс.

Вместе с тем какое-то влияние на их образование оказывают и воды Североевропейского бассейна (Гренландского и Норвежского морей), проникающие в Арктический бассейн через глубокую долину, прорезающую порог Нансена. Глубинные и придонные воды Североевропейского бассейна также формируются в процессе смешения арктических и атлантических вод и опускания их вдоль материкового склона, в результате происходящего здесь общего циклонического обращения вод. Отсюда и близость их свойств в Североевропейском бассейне и прилежащих частях Арктического бассейна.

Тогда как почти вся приатлантическая часть Арктического бассейна находится в сфере деятельности циклонического круговорота вод, в притихоокеанской его влияние ограничивается котловиной Макарова, а котловина Бофорта располагается в области антициклонического обращения вод. Первый из них должен создавать нисходящие движения по склонам, подобно тому, что происходит в приатлантической части Арктического бассейна.

Второй возбуждает совершенно иную вертикальную циркуляцию вод: опускание их в центральной области и подъем по периферии. В какой мере эта общая закономерность проявляется в данных конкретных условиях, может быть выяснено после проведения необходимых расчетов по всей акватории Арктического бассейна. На рассматриваемом гидрологическом разрезе можно видеть лишь некоторые элементы этой сложной циркуляции вод.

В соответствии с особенностями циркуляции вод при различной степени расчлененности рельефа дна Арктического бассейна могут несколько меняться количественные соотношения долей поверхностных и атлантических вод, в процессе смешения которых будут создаваться несколько отличные свойства глубинных и придонных арктических водных масс, в конкретных условиях отдельных котловин. Этим, надо полагать, и определяется то, что в котловине Нансена соленость составляет около 34,90°/_оо, в котловине Амундсена она равна 34,99⁰/₀₀, а по другую сторону хребта Ломоносова меняется от 34,97°/_оо до 34,99⁰/₀₀- .

Температура вод в приатлантической части Арктического бассейна находится в пределах от -0,6° до -0,8°, а в притихоокеанской — от 0,3° до 0,4°. Скорости вертикального переноса вод, согласно произведенным расчетам, обыкновенно составляют несколько единиц на 10^-3 см/сек и 10~4 см/сек, а горизонтального большей частью меняются от 1 см/сек до 5 см/сек.

При общности процессов, определяющих условия формирования и свойства глубинных и придонных арктических водных масс, главным отличием последних, как уже выше отмечалось, может служить повышение их температуры от верхней границы придонной структурной зоны ко дну; величина его, по используемым нами данным, меняется от 0,06° до 0,12°. Соленость их либо совершенно однородна, либо увеличивается на 0,01—0,02⁰/₀₀.

По сравнению с прочими частями Мирового океана верхняя граница придонной структурной зоны располагается значительно выше, чем обыкновенно. Большей частью она отмечается на 4000 м, а в рассматриваемом районе — на 2000—2500 м. Таким образом, в Арктическом бассейне толщина придонной зоны раза в два больше, чем глубинной, тогда как в других океанах глубинные воды имеют наибольшее развитие по вертикали.

Эта специфическая особенность структуры вод Арктического бассейна, по-видимому, связана с сильной его расчлененностью высокими подводными хребтами и большим удельным весом материкового склона (по отношению к остальным частям дна), которые создают особо благоприятные условия для вертикального перемешивания вод.