1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Океанология
  4. T. 61, № 6, 2021

Океанология, 2021, T. 61, № 6, стр. 856-868

Влияние Восточно-Сибирского течения на водообмен в Беринговом проливе по спутниковым альтиметрическим данным

В. Р. Жук 1, 2, *, А. А. Кубряков 1

1 Морской гидрофизический институт РАН
Севастополь, Россия

2 Севастопольский государственный университет
Севастополь, Россия

* E-mail: zhuk.vlad1slav@ya.ru

Поступила в редакцию 07.12.2020
После доработки 12.03.2021
Принята к публикации 08.04.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

На основе измерений спутниковых альтиметров за 1993–2016 гг. исследована сезонная и межгодовая изменчивость водообмена в Беринговом проливе и его связь с арктической циркуляцией. Интенсификация северных течений в проливе наблюдается с апреля по август, когда их средняя скорость составляет около 25 см/с. В сентябре–ноябре наблюдается резкое ослабление скорости, а в некоторые годы – смена течения на южное со среднемесячными скоростями до 10 см/с. На межгодовых масштабах наблюдается два выраженных минимума интенсивности северных течений в 2002–2003 и 2012–2013 гг. Эти минимумы связаны с усилением Восточно-Сибирского течения (также известного как Сибирское прибрежное), которое в некоторые годы распространяется далеко на восток и проникает в Берингов пролив. В результате в западной части пролива возникает южное течение, которое частично блокирует поступление тихоокеанских вод в Арктику. Двунаправленная структура течений наблюдается по спутниковым измерениям температуры, которые фиксируют проникновение холодных арктических вод в пролив в осенний период. Исследования взаимосвязи водообмена с полем ветра показало, что причиной усиления Восточно-Сибирского течения является интенсификация северо-западных ветров к северу от Новосибирских островов, которое, по-видимому, приводит к усилению восточного переноса вод из моря Лаптевых.

Ключевые слова: Берингов пролив, спутниковая альтиметрия, водообмен, Восточно-Сибирское течение, сезонная и межгодовая изменчивость, Чукотское море, тихоокеанские воды

1. ВВЕДЕНИЕ

Чукотское море является воротами между Тихим и Северным Ледовитым океанами. Течения в этом окраинном море играют большую роль в формировании гидрологических характеристик Восточной Арктики. Поток тихоокеанских вод через Берингов пролив в Чукотское море составляет около 30 000 км3 [2]. Поступления соленых вод Тихого океана значительно влияют на солевой баланс и халинную структуру Арктики [1, 26], во многом определяя особенности ее динамики, в частности, интенсивность антициклонической циркуляции в тихоокеанском секторе Арктики (круговорот Бофорта) [1, 26]. Летом и в начале осени более теплые потоки через Берингов пролив способствуют как таянию льда, так и задержке пакового льда в Чукотском море [20]. Кроме этого, тихоокеанские воды являются важнейшим источником питательных веществ, и их поступление значительно влияет на экосистему Чукотского моря и восточной Арктики в целом [22].

Поток вод из Берингова пролива, его межгодовая изменчивость и физические причины исследовались в большом количестве работ, основанных на контактных измерениях, в том числе на основе данных заякоренных буев [6, 25–27] и численном моделировании [3, 8, 14, 19]. Однако большинство этих работ сосредоточено в американском (восточном) секторе пролива [6, 25, 26, 30]. В то же время данных о динамике течений в евразийском секторе пролива крайне мало. Исключением является результат совместного российско-американского эксперимента RUSALCA [27]. Исследования течений в проливе на основе гидрологических измерений, данных ADCP и заякоренных буев показывают, что геострофические течения, связанные с резким градиентом солености между восточной и западной частями пролива, вносят существенный вклад в транспорт вод через пролив. Таким образом, с определенной точностью скорости течения в проливе могут быть оценены с помощью геострофического приближения, согласно [7, 26, 27].

Мнения насчет основных факторов, определяющих интенсивность потоков через Берингов пролив, также разнятся. Большинство исследователей исторически связывают эту изменчивость с действием ветра непосредственно над проливом, непостоянство которого определяется перестройкой крупномасштабных атмосферных полей [9, 25, 26, 28, 29] и которое формирует разницу давлений в проливе [28, 29]. При этом считалось, что определяющее влияние на транспорт вод через пролив оказывает динамика Тихого океана, где изменчивость северных ветров определяет интенсивность потока тихоокеанских вод [9].

В то же время в недавней работе [14] авторы, основываясь на данных гравиметрических измерений спутника Grace, показали, что важнейшее влияние на эти потоки оказывает динамика Восточно-Сибирского моря, которая формирует поле уровня к северу от пролива. Эти результаты впервые продемонстрировали значительное влияние арктической циркуляции на водообмен с Тихим океаном. Позже они были подтверждены модельными расчетами [13], в которых авторы указывают, что важное влияние на транспорт через пролив на больших временны́х масштабах оказывает атмосферная циркуляция над Восточно-Сибирским морем. Авторы также предположили, что основным фактором, влияющим на динамику пролива, являются шельфовые волны, распространяющиеся из Восточно-Сибирского моря. Таким образом, в настоящее время предположения о механизмах влияния ветра и арктической циркуляции на изменчивость потоков через Берингов пролив разнятся.

Современныe альтиметрическиe данныe предоставляют регулярную информацию о полях уровня и геострофических течениях в океане и позволяют получить дополнительную информацию о пространственно-временнóй изменчивости динамики арктических морей. Ряд исследователей показывает, что геострофическая компонента скорости играет важную роль в изменчивости течений в Беринговом проливе [7, 26, 27], что позволяет использовать альтиметрические данные для оценки изменчивости потоков в нем. Эти данные впервые были использованы для оценки транспорта через Берингов пролив в работе [7]. Однако главные выводы этой работы не затрагивают влияния динамики Арктики на поток тихоокеанских вод, важность которого была показана в более новых исследованиях [13, 14]. К тому же стал доступен больший временнóй диапазон данных, что позволит дополнить имеющуюся информацию. Альтиметрические измерения также были использованы в недавних работах для исследования особенностей течений в предпроливных зонах и центральной части Берингова моря [5, 15] и их влияния на перенос примеси.

В настоящей работе впервые, на основе анализа альтиметрических данных за более чем 20-летний период (1993–2016 гг.), исследуется межгодовая изменчивость водообмена в Беринговом проливе и ее связь с арктической циркуляцией и характеристиками ветра. На основе проведенного анализа впервые показано, что усиление Восточно-Сибирского течения в определенные годы приводит к его проникновению в Берингов пролив, что способствует блокировке водообмена через пролив и значительно влияет на поток тихоокеанских вод в Арктику.

2. ДАННЫЕ

Для исследования использовались картированные альтиметрические данные об абсолютной динамической топографии и геострофических скоростях в восточном секторе Арктики за 1993–2016 гг. Данные были получены на портале Copernicus Marine Environment Monitoring Service (продукт SEALEVEL_GLO_PHY_L4_REP_OBSERVATIONS_008_047). Пространственное разрешение картированных данных – 0.25°, временнóе – 1 день. Таким образом, все выводы о скорости течений в данной работе касаются исключительно ее геострофической компоненты.

Для данного региона характерно наличие льда, особенно в зимний период, однако в случае попадания льда в пятно измерений данные отфильтровываются [10]. Валидация альтиметрических данных в Артике также проводилась в работе [21], в которой показано, что альтиметрия способна достаточно хорошо описывать изменчивость уровня в арктических регионах, в том числе в прибрежной зоне, и согласуется с данными прибрежных постов. В этой же работе было показано, что данные альтиметров позволяют описывать синоптические колебания скорости течений в арктических регионах, оценки которых согласуются с дрифтерными данными. Пригодность вдольтрековых альтиметрических данных для описания транспорта вод в Беринговом проливе демонстрировалась в ряде предыдущих работ [7, 29] на основе сопоставления с прямыми заякоренными измерениями и данными ADCP. В этих работах было показано, что значительная часть течений в проливе может быть описана с помощью геострофического приближения [27].

Картированные данные получены по комбинированным измерениям альтиметрических вдольтрековых измерений. Исходное разрешение вдольтрековых данных альтиметрических треков составляет около 7 км (см. https://resources.marine. copernicus.eu/?option=com_csw&view=details& product_id=SEALEVEL_GLO_PHY_L3_REP_ OBSERVATIONS_008_062). При этом отметим, что в высоких широтах происходит конвергенция спутниковых треков, т.е. количество измерений увеличивается, что приводит к большей точности карт альтиметрического уровня. Наибольшее количество треков спутников с альтиметрами и их наибольшее разрешение наблюдается в районе Берингова пролива на 66° с.ш., т.к. угол наклонения орбиты спутников серии TOPEX/Poseidon, Jason составляет 66° (см. рис. 3 в работе [7] с распределением треков TOPEX/Poseidon). В районе пролива отмечается около 7 альтиметрических треков, каждый из которых имеет 18 вдольтрековых измерений с разрешением около 7 км. Именно эти широты использовались для анализа, что позволяет получить альтиметрические данные с наибольшим пространственно-временны́м разрешением.

Для оценки суммарного потока через пролив так или иначе надо использовать осреднение, которое применяется и при получении картированного массива. Для того чтобы оценить возможные ошибки картированных данных, на рис. 1 приведено сопоставление изменчивости меридиональной компоненты скорости Vy на разрезе 66° по картированным и вдольтрековым данным. Изменчивость по вдольтрековым данным была получена путем осреднения скорости в точках, входящих в область от 65.8° до 66.2° с.ш. и от 169°30ʹ до 167°30ʹ з.д. Отметим, что абсолютные величины несколько отличаются на постоянную величину 2–3 см. Однако основные особенности изменчивости одинаковы. В обоих рядах наблюдается резкое ослабление северного потока вод в 2002–2003 и 2012–2013 гг. и усиление в другие годы (рис. 1). Корреляция между рядами, сглаженными 1-летним скользящим средним, составляет 0.95.

Рис. 1.

Сравнение изменчивости меридиональной компоненты скорости по картированным (красная линия) и вдольтрековым (синий пунктир) данным, сглаженным 1-летним скользящим средним (положительные значения – северное направление течений).

Отметим, что вдольтрековые данные альтиметрии недоступны у берега (на расстоянии около 10 км (см. [7]). Прибрежные течения в этих зонах могут влиять на оценки суммарного потока. Однако, по оценкам [18, 26], основанным на контактных измерениях, вклад этих течений в суммарный водообмен не превышает 20% [7]. Таким образом, картированные данные, используемые в этой работе, достаточно хорошо согласуются с вдольтрековыми измерениями, пригодность которых для описания потоков через пролив демонстрировалась в работе [7].

Информация о скорости ветра на высоте 10 м была получена по данным реанализа Merra на портале https://disc.gsfc.nasa.gov/datasets?project= MERRA. Это ежемесячные поля скорости ветра с пространственным разрешением 0.5° × 0.66°.

В работе также использовались ежемесячные карты температуры поверхности океана, полученные по измерениям сканера MODIS-Aqua (Level 3) из архива (http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/). Разрешение карт температуры морской поверхности – 4 км.

3. РЕЗУЛЬТАТЫ

3.1 Изменчивость скорости течений в Беринговом проливе

Среднее поле течений в районе пролива, полученное по данным о средней динамической топографии (СДТ) [16], и схема течений в исследуемом районе представлены на рис. 2. Поле СДТ определяется на основе комбинирования всех имеющихся гидрологических данных, измерений гравиметров и моделирования [16, 17]. Данные качественно совпадают со схемой течений из работы [6], построенной на основе анализа ряда гидрологических разрезов в работе [23]. В проливе течения со скоростью от 16 до 22 см/с в среднем направлены на север. К северо-западу от пролива наблюдается Аляскинское прибрежное течение, направленное на северо-восток с характерными значениями скорости от 14 до 20 см/с. Часть потока тихоокеанских вод на 68°–69° с.ш. поворачивает на запад, образуя западную ветвь в Чукотском море. В северо-восточной части у пролива течения направлены на восток, отражая влияние прибрежного Восточно-Сибирского течения (также известного как Сибирское прибрежное).

Рис. 2.

Средние скорости течений в районе пролива в 1993–2016 гг. (а). Фиолетовая линия – разрез для анализа переносов через Берингов пролив. Схема циркуляции Чукотского моря из работы [6] (б). Схема циркуляции в Чукотском море по [6] (б).

Отметим, что рис. 2а и 2б согласуются качественно, но есть и некоторые различия. Например, Восточно-Сибирское течение не прослеживается на рис. 2а. Как известно из ряда работ [12, 24, 27], Восточно-Сибирское течение имеет квазипостоянный характер и может отсутствовать в среднем поле течений у восточного берега пролива. Схема на рис. 2 построена на основе нескольких гидрологических разрезов во всем исследуемом районе Арктики, лишь малая часть из которых затрагивает евразийский сектор Арктики и дает только качественную картину течений, полученную субъективно авторами работы [6]. Из-за относительно низкого разрешения гравиметров и малого количества данных в Чукотском секторе альтиметрические данные также могут содержать ошибки.

Для исследования потоков через Берингов пролив по альтиметрическим данным была проанализирована изменчивость y-компоненты скорости Vy на разрезе вдоль 66° с.ш. (фиолетовая линия на рис. 2а). На рис. 3 представлена средняя сезонная изменчивость распределения Vy по долготам за 1993–2016 гг. Несмотря на то, что в холодный период пролив часто покрывается льдом, в некоторые годы альтиметрические данные доступны и в зимний сезон (см. рис. 4б). Особенно часто это стало происходить в последнее время (2014–2016 гг.), что связано с наблюдающимся глобальным потеплением. Таким образом, следует учитывать, что на представленной диаграмме зимние значения получены только в период очень теплых лет (см. рис. 3б).

Рис. 3.

Сезонная изменчивость (средняя за 1993–2016 гг.) меридиональной компоненты скорости течений Vy поперек Берингова пролива на разрезе вдоль 66° с.ш.

Рис. 4.

Межгодовая изменчивость средней по разрезу вдоль 66° с.ш. скорости Vy (положительные значения – северное направление течений) в Беринговом проливe (а). Диаграмма межгодовой изменчивости среднемесячной компоненты скорости Vy (белый цвет – отсутствие данных) за период наблюдений (б).

Анализ показывает, что наибольшие скорости имеют место в части пролива от 169°30ʹ до 168°30ʹ з.д. Скорость в ней не падает меньше 16 см/с, кроме сентября–ноября, когда она достигает минимальных значений и составляет от 8 до 10 см/с. Наиболее интенсивный поток тихоокеанских вод в Чукотское море наблюдается с начала апреля по начало сентября, когда их скорость достигает 25 см/с. Второй максимум фиксируется с января по февраль со средними скоростями до 18 см/с. Восточная часть пролива (168°30ʹ–167°37ʹ з.д.) характеризуется минимальными значениями скорости, которые составляют от 4 до 10 см/с с минимумом в сентябре–ноябре. Полученные оценки согласуются с анализом измерений заякоренных буев [25, 26], в которых также отмечались усиление потока в летний сезон и ослабление в октябре– декабре.

На рис. 4а приведена временнáя изменчивость средней по долготам меридиональной скорости (положительные значения – северная компонента течений). Анализ показывает, что существует сильная изменчивость скорости в проливе. Значения скорости меняются в широких пределах от –34 до 41 см/с. Эти изменения имеют выраженный сезонный ход. Наибольшие значения скорости (северных течений) отмечаются летом (20–40 см/с), затем наблюдается ослабление Vy, а поздней осенью часто фиксируются южные течения со скоростями от 10 до 33 см/с.

На рис. 4б демонстрируется диаграмма межгодовой изменчивости среднемесячной северной компоненты скорости. Отметим достаточно высокую внутригодовую и межгодовую изменчивость. Наиболее высокие значения скорости преобладают в летний сезон c июня по август, где они составляют 15–25 см/c. Пиковые значения (более 25 см/с) фиксируются в отдельные годы как в мае (1998 г.), так и в сентябре (2007 г.), однако чаще всего наблюдаются в июле–августе. В осенний период наблюдается минимум скорости. Примечательно, что в октябре–ноябре течение в некоторые годы (2001, 2002, 2003, 2009 и 2012) меняет направление на южное со среднемесячными скоростями от 4 до 12 см/с.

Межгодовая изменчивость средней по разрезу Vy в Беринговом проливе для рядов, сглаженных 1-летним скользящим средним, показана на рис. 5 (синяя линия). Среднегодовая скорость меняется от 9.7 до 16.5 см/с. Максимальные значения имеют место в 2004, 2007 и 2014 гг. Наиболее отчетливой чертой этой изменчивости являются периоды резкого ослабления потоков через Берингов пролив. Такие явления с 1993 по 2016 гг. наблюдались дважды – в 2002–2003 и 2012–2013 гг. В эти периоды средняя скорость достигала минимума, вплоть до 9.7 см/с. Также заметное ослабление наблюдалось в 2008–2010 гг., до скоростей около 12.3 см/с.

Рис. 5.

Межгодовая изменчивость скорости течения в Беринговом проливе (синяя линия) и скорости течения Vx на меридианальном разрезе по 170°36′ з.д. с 66°36′ до 67°38′ с.ш. (красный пунктир), сглаженных 1-летним скользящим средним.

3.2. Влияние арктической циркуляции на поток вод через Берингов пролив

Более детально особенности течений видны на среднемесячных картах для отдельных годов. Для примера на рис. 6 изображены карты скоростей течений в июле и октябре года высоких (1999) и минимальных (2002) значений Vy. В июле 1999 г. интенсивные северные скорости наблюдались по всей ширине пролива и достигали в среднем 30 см/с. Высокие скорости течений северного направления фиксировались от 65° до 69° с.ш. Для сравнения: в июле 2002 г. течения в проливе были значительно слабее и их скорости составляли около 15 см/с. Значительно слабее был и северный поток тихокеанских вод в Чукотском море.

Рис. 6.

Среднемесячные карты поля скоростей геострофических течений за июль и октябрь 1999 г. (слева) и 2002 г. (справа).

Во время сезонного минимума в октябре 1999 г. ширина и интенсивность потока непосредственно в проливе уменьшается до 20 см/с. К северу от пролива течения направлены на восток. В восточной части пролива этот поток заворачивает на юг, образуя антициклоническую ячейку в северной части пролива.

Еще более значительная перестройка течений наблюдается в октябре 2002 г. В это время к северо-западу от пролива наблюдается сильное течение вдоль всего северного берега Чукотского полуострова, положение которого соответствует положению прибрежного Восточно-Сибирского течения (рис. 2б). Скорость этого течения достигает 25–30 см/с. В восточной части полуострова данное течение заворачивает на юг и проникает непосредственно в Берингов пролив. Таким образом, данные спутниковой альтиметрии свидетельствуют, что в определенные годы усиление Восточно-Сибирского течения приводит к его проникновению в Берингов пролив. В результате в части пролива возникает южное течение, направленное в Берингово море из Арктики. Вследствие этого ширина и суммарный поток тихоокеанских вод в Чукотское море значительно уменьшаются. В результате северная компонента скорости в проливе значительно уменьшается, что отражается на межгодовой изменчивости транспорта через пролив (рис. 5).

Из предыдущих исследований известно, что Восточно-Сибирское течение имеет квазипостоянный характер и способно менять свое направление с юго-восточного на противоположное [12, 24, 27]. Эти работы показывают, что в основном, не доходя до Берингова пролива, оно отклоняется от берега и смешивается с окружающими водами, однако в редкое время может проникать в пролив. Рис. 6 демонстрирует, что альтиметрические данные дают возможность наблюдать эту изменчивость и определять протяженность и интенсивность Восточно-Сибирского течения.

Двунаправленную структуру течений в Беринговом проливе можно периодически отчетливо наблюдать на среднемесячных картах температуры MODIS. На рис. 7 четко прослеживается поток холодных вод в западной части Чукотского моря с температурой на 4–10°C меньше, чем в восточной части. Эта вода, по-видимому, арктического происхождения, часто доходит до пролива и занимает от трети до половины его ширины. Так, в сентябре 2012 г. температура в западной части пролива составляла около 0–1°C, а в восточной, более теплой, была на 6–8°С выше. Наиболее часто такое проникновение наблюдалось в осенний период в сентябре–ноябре, в согласии с альтиметрическим данными, но в отдельные годы (в 2001 г.) отмечалось и в августе.

Рис. 7.

Среднемесячные карты температуры, отображающие проникновение холодных вод арктического происхождения в восточную часть Берингова пролива.

Все эти наблюдения говорят о наличии связи двух встречных течений: Восточно-Сибирского течения к северо-западу от пролива и северного потока тихоокеанских вод через Берингов пролив. Для исследования этой связи был использован корреляционный анализ. Были рассчитаны коэффициенты корреляции между средней меридиональной скоростью через Берингов пролив и восточной компонентой скорости течений (рис. 8). Предварительно ряды были сглажены 1-летним скользящим средним для выделения связи на межгодовых временны́х масштабах и фильтрации сезонного хода.

Рис. 8.

Корреляция средней меридиональной скорости течения в Беринговом проливе с восточной компонентой течений Чукотского моря. Пурпурной линией обозначен разрез для исследования скорости Восточно-Сибирского течения.

На рис. 8 отчетливо видны высокие значения коэффициента обратной корреляции северных течений с восточными в прибрежной области Чукотского полуострова, где они достигают 0.5–0.8. Таким образом, результаты показывают, что усилению транспорта через пролив способствует ослабление восточной компоненты скорости у южного берега Чукотского моря. Наоборот, интенсификация Восточно-Сибирского течения будет приводить к уменьшению северного течения в проливе. Область наибольшей отрицательной корреляции расположена к западу от пролива, в восточной части Чукотского полуострова с координатами 66°–69° с.ш., 178°–170° з.д.

Для сравнения на рис. 5 красной линей изображена изменчивость восточной компоненты скорости Vx на разрезе (показан на рис. 8 пурпурной линией), соответствующем положению прибрежного Восточно-Сибирского течения. Как видно из рис. 5, рост скорости течения в этой области в 2003–2004 и 2011–2013 гг. способствовал уменьшению потока тихокеанских вод в Беринговом проливе, в то время как ее ослабление в 2006 и 2013–2014 гг. вызывало усиление этого потока.

3.3. Влияние ветра на межгодовую изменчивость Восточно-Сибирского течения в районе Берингова пролива

Результаты предыдущего раздела показывают, что при интенсификации Восточно-Сибирского течения оно достигает западной части Берингова пролива и вызывает резкое изменение характеристик водообмена. Таким образом, динамика Восточно-Сибирского течения в большей степени модулирует поступление тихоокеанских вод в Арктику.

Для оценки влияния ветра на водообмен в Беринговом проливе была рассчитана карта коэффициента корреляции между потоком вод в Беринговом проливе и компонентами скорости ветра для рядов, сглаженных однолетним фильтром (рис. 9). На межгодовом масштабе значения корреляции высоки не над самим проливом, а к северу от Новосибирских островов. В этом же районе авторы недавних работ обнаружили наиболее сильную связь между уровнем моря и потоком через Берингов пролив, по данным гравиметрических [14] и модельных [13] измерений. Анализ карты корреляции показывает, что усиление северо-западных ветров, а точнее, ослабление доминирующих в этом районе юго-восточных ветров, вызывает усиления потоков через Берингов пролив.

Рис. 9.

Корреляция средней меридиональной скорости течения в Беринговом проливе с направлением ветра.

В этой области располагается ветвь восточного течения, несущего атлантические воды в Восточно-Сибирское море. Квазипостоянное прибрежное Восточно-Сибирское течение образуется в результате взаимодействия плотностных течений, формирующихся стоком р. Лена и рядом других мелких рек в Восточно-Сибирском море, и ветрового воздействия [24]. Оно способно менять свое направление с юго-восточного на противоположное и смешиваться с тихоокеанскими водами при отклонении от берега [12]. Точка отклонения течения от берега возникает там, где исчезает прибрежный градиент давления и изменяется синоптически и сезонно [24, 27].

Ветра с северо-запада вызывают экмановский транспорт, направленный на 60° вправо, способствуя, таким образом, переносу пресных речных вод на запад [4, 11]. В результате перенос речных вод в направлении пролива ослабевает. Отсутствие градиентов солености, связанных с этим переносом, приводит к ослаблению и отклонению Восточно-Сибирского течения от берега. Таким образом, оно не доходит до пролива, что способствует усилению потока тихоокеанских вод на север. Наоборот, юго-восточные ветра вызывают усиление восточного переноса опресненных вод, интенсификацию Восточно-Сибирского течения и его проникновение в пролив.

Корреляция между потоком тихоокеанских вод и скоростью ветра непосредственно над проливом на межгодовых масштабах значительно ниже (коэффициент корреляции около 0.3–0.4, рис. 9). Таким образом, изменчивость локальной скорости ветра оказывает существенно меньшее влияние на геострофическую скорость в проливе, чем действие удаленных ветров над Восточно-Сибирским морем. В то же время локальные ветра могут вызывать интенсивные баротропные дрейфовые течения, которые нельзя оценить по данным альтиметров. На рис. 10а изображена роза ветров над проливом по данным Quikscat. В среднем скорость ветра невелика и составляет около 6.4 м/с. Над проливом ветра преимущественно направлены на юг против движения тихоокеанских вод. Короткопериодная изменчивость ветра очень высока и способна вызывать резкие быстрые изменения скорости в проливе [27]. Однако на межгодовых масштабах меридиональная компонента скорости меняется незначительно – от –1.0 до ‒2.77 м/с (рис. 10б).

Рис. 10.

Роза ветров над Беринговым проливом за весь период наблюдений (а). Межгодовая изменчивость меридиональной компоненты скорости ветра (отрицательные значения – северный ветер) над проливом, сглаженная 1-летним скользящим средним (б).

4. ВЫВОДЫ

Потоки тихоокеанских вод через Берингов пролив оказывают важнейшее влияние на биологический и гидрологический режимы всего Северного Ледовитого океана. В настоящей работе впервые, на основе данных спутниковых альтиметров, исследована внутригодовая и межгодовая изменчивость водообмена в Беринговом проливе в период 1993–2016 гг. Полученные результаты достаточно хорошо согласуются с данными контактных измерений [25, 26], показывая усиление течений в летний период и ослабление в осенний. При этом данные альтиметров свидетельствует, что периодически в осенний период в проливе могут возникать интенсивные южные геострофические течения со скоростями до 30 см/с.

Показано, что основными особенностями изменчивости водообмена является наличие резких минимумов в 2002–2003 и 2012–2013 гг., когда средняя скорость течения снижалась более чем в 1.5 раза. На основе проведенного анализа обоснована связь потоков тихоокеанских вод через Берингов пролив и интенсивности Восточно-Сибирского течения. Показано, что периоды ослабления суммарного потока через пролив связаны с усилением этого течения, которое в некоторые годы проникает вплоть до пролива и вызывает южное течение в его западной части. В результате Восточно-Сибирское течение частично блокирует поступление тихоокеанских вод, ширина и интенсивность потока которых в Артику ослабевает. Такая двунаправленная структура течений в Беринговом проливе хорошо наблюдается и по спутниковым измерениям температуры поверхности, которые периодически фиксируют проникновение холодных арктических вод в восточную часть Берингова пролива в осенний период. Проведенный анализ показал, что интенсификация юго-восточных ветров к северу от Новосибирских островов, которая, по-видимому, приводит к усилению восточного переноса вод из моря Лаптевых, является причиной усиления Восточно-Сибирского течения на межгодовых масштабах и проникновения их в Берингов пролив.

Эти результаты демонстрируют, что именно арктическая циркуляция, а точнее динамика Восточно-Сибирского течения, в первую очередь контролирует водообмен Арктики с Тихим океаном, периодически приводя к значительному снижению транспорта тихоокеанских вод через пролив.

Источники финансирования. Исследование изменчивости водообмена через Берингов пролив выполнено при поддержке государственного задания 0555-2021-0006. Анализ связи водообмена с динамикой Восточно-Сибирского течения выполнен при поддержке грантов РНФ 21-77-10 052 и 21-17-00278.

Список литературы

  1. Басюк Е.О., Хен Г.В., Ванин Н.С. Изменчивость океанологических условий Берингова моря в 2002– 2006 гг. // Изв. ТИНРО. 2007. Т. 151. С. 290–311.

  2. Добровольский А.Д., Залогин Б.С. Моря СССР. М.: Издательство МГУ, 1982. 192 с.

  3. Захарчук Е.А., Тихонова Н.А. Об интенсивности течений разных временны́х масштабов в Чукотском море и Беринговом проливе // Метеорология и гидрология. 2006. № 1. С. 76–85.

  4. Зацепин А.Г., Кременецкий В.В., Кубряков А.А. и др. Распространение и трансформация вод поверхностного опресненного слоя в Карском море // Океанология. 2015. Т. 55. № 4. С. 502–502. https://doi.org/10.7868/S0030157415040152

  5. Andreev A.G., Budyansky M.V., Khen G.V., Uleysky M.Y. Water dynamics in the western Bering Sea and its impact on chlorophyll a concentration // Ocean Dynamics. 2020. V. 70. P. 593–602. https://doi.org/10.1007/s10236-020-01347-7

  6. Brugler E.T., Pickart R.S., Moore G.W.K. et al. Seasonal to interannual variability of the Pacific water boundary current in the Beaufort Sea // Prog. Oceanogr. 2014. V. 127. P. 1–20.

  7. Cherniawsky J.Y., Crawford W.R., Nikitin O.P., Carmack E.C. Bering Strait transports from satellite altimetry // J. Mar. Res. 2005. V. 63. № 5. P. 887–900. https://doi.org/10.1357/002224005774464201

  8. Corlett B.W., Robert S.P. The Chukchi slope current // Progress in Oceanography. 2017. V. 153. P. 50–65. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2017.04.005

  9. Danielson S.L., Weingartner T.J., Hedstrom K.S. et al. Coupled wind-forced controls of the Bering-Chukchi shelf circulation and the Bering Strait throughflow: Ekman transport, continental shelf waves, and variations of the Pacific-Arctic sea surface height gradient // Progress in Oceanography. 2014. V. 125. P. 40–61. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2014.04.006

  10. Faugere Y., Mertz F., Dorandeu J. Envisat validation and cross calibration activities during the verification phase // Rep. 16243/02/NL/FFWP6, Eur. Space Res. and Technol. Cent., Noordwijk, Netherlands. 2003. Issue 1rev0. https://earth.esa.int/documents/700255/ 702255/ENVISAT_Verif_Phase_CLS.pdf/c3f76159- 679c-4d13-bb9c-7cb9107b0c79?version=1.0.

  11. Kubryakov A.A., Stanichny S.V., Zatsepin A.G. River plume dynamics in the Kara Sea from altimetry-based lagrangian model, satellite salinity and chlorophyll data // Remote sensing of environment. 2016. V. 176. P. 177–187. https://doi.org/10.1016/j.rse.2016.01.020

  12. Münchow A., Weingartner T.J., Cooper L.W. The summer hydrography and surface circulation of the East Siberian Shelf Sea // J. of Physical Oceanography. 1999. V. 29(9). P. 2167–2182. https://doi.org/10.1175/1520-0485(1999)029<2167: TSHASC>2.0.CO;2

  13. Nguyen A.T., Woodgate R.A., Heimbach P. Elucidating large-scale atmospheric controls on Bering Strait throughflow variability using a data-constrained ocean model and its adjoint // J. Geophys. Res.: Oceans. 2020. V. 125. Issue 9. https://doi.org/10.1029/2020JC016213

  14. Peralta-Ferriz C., Woodgate R.A. The dominant role of the East Siberian Sea in driving the oceanic flow through the Bering Strait—Conclusions from GRACE ocean mass satellite data and in situ mooring observations between 2002 and 2016 // Geophys. Res. Lett. 2017. V. 44. Issue 22. P. 11472–11481. https://doi.org/10.1002/2017GL075179

  15. Prants S.V., Andreev A.G., Uleysky M.Yu., Budyansky M.V. Lagrangian study of mesoscale circulation in the Alaskan Stream area and the eastern Bering Sea // Deep Sea Res., Part II. 2019. V. 169. Article 104560. https://doi.org/10.1016/j.dsr2.2019.03.005

  16. Rio M.H., Guinehut S., Larnicol G. New CNES-CLS09 global mean dynamic topography computed from the combination of GRACE data, altimetry, and in situ measurements // J. Geophys. Res.: Oceans. 2011. V. 116. Issue C7. https://doi.org/10.1029/2010JC006505

  17. Rio M.H., Mulet S., Picot N. New global Mean Dynamic Topography from a GOCE geoid model, altimeter measurements and oceanographic in-situ data // In Proceedings of the ESA living planet symposium, Edinburgh, September 9–13. 2013. ESA SP-722. ISBN 978-92-9221-286-5. https://ftp.space.dtu.dk/pub/Ioana/papers/s211_2rio.pdf.

  18. Roach A.T., Aagaard K., Pease C.H. et al. Direct measurements of transport and water properties through the Bering Strait // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. Issue C9. P. 18,443–18,458.

  19. Serreze M.C., Barrett A.P., Crawford A.D., Woodgate R.A. Monthly variability in Bering Strait oceanic volume and heat transports links to atmospheric circulation and ocean temperature, and implications for sea ice conditions // J. Geophys. Res.: Oceans. 2019. V. 124. Issue 12. P. 9317–9337. https://doi.org/10.1029/2019JC015422

  20. Steele M., Zhang J., Ermold W. Mechanisms of summertime upper Arctic Ocean warming and the effect on sea ice melt // J. Geophys. Res.: Oceans. 2010. V. 115. Issue C11. https://doi.org/10.1029/2009JC005849

  21. Volkov D.L., Pujol M.-Isabelle. Quality assessment of a satellite altimetry data product in the Nordic, Barents, and Kara seas // J. Geophys. Res. 2012. V. 117. Issue C3. https://doi.org/10.1029/2011JC007557

  22. Walsh J.J., McRoy C.P., Coachman L.K. et al. Carbon and nitrogen cycling within the Bering/Chukchi Seas: Source regions for organic matter effecting AOU demands of the Arctic Ocean // Prog. Oceanogr. 1989. V. 22(4). P. 277–359. https://doi.org/10.1016/0079-6611(89)90006-2

  23. Weingartner T., Aagaard K., Woodgate R. et al. Circulation on the north central Chukchi Sea shelf // Deep Sea Res., Part II. 2005. V. 52(24-26). P. 3150–3174. https://doi.org/10.1016/j.dsr2.2005.10.015

  24. Weingartner T.J., Danielson S., Sasaki Y. et al. The Siberian Coastal Current: A wind and buoyancy-forced Arctic coastal current // J. Geophys. Res. 1999. V. 104. № C12. P. 29,697–29,713. https://doi.org/10.1029/1999JC900161

  25. Woodgate R.A. Increases in the Pacific inflow to the Arctic from 1990 to 2015, and insights into seasonal trends and driving mechanisms from year-round Bering Strait mooring data // Prog. Oceanogr. 2018. P. 124–154. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2017.12.007

  26. Woodgate R.A., Aagaard K., Weingartner T. Monthly temperature, salinity, and transport variability of the Bering Strait through flow // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. Issue 4. https://doi.org/10.1029/2004GL021880

  27. Woodgate R.A., Stafford K.M., Prahl F.G. A synthesis of year-round interdisciplinary mooring measurements in the Bering Strait (1990–2014) and the RUSALCA years (2004–2011) // Oceanography. 2015. V. 28(3). P. 46–67. https://doi.org/10.5670/oceanog.2015.57

  28. Woodgate R.A., Weingartner T., Lindsay R. The 2007 Bering Strait oceanic heat flux and anomalous Arctic sea-ice retreat // Geophys. Res. Lett. 2010. V. 37. Issue 1. https://doi.org/10.1029/2009GL041621

  29. Woodgate R.A., Weingartner T.J., Lindsay R. Observed increases in Bering Strait oceanic fluxes from the Pacific to the Arctic from 2001 to 2011 and their impacts on the Arctic Ocean water column // Geophys. Res. Lett. 2012. V. 39. https://doi.org/10.1029/2012GL054092

  30. Woodworth P.L., Cartwright D.E. Extraction of the M2 ocean tide from SEASAT altimeter data // Geophys. J. R. Astron. Soc. 1986. V. 84. Issue 2. P. 227–255. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.1986.tb04355.x

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Океанология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал