Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современное состояние исследований изменчивости термохалинных характеристик вод северной части Тихогоокеана 8
1.1. Изменение термохалинных характеристик вод северной части Тихого океана 11
1.2. Особенности изменчивости термохалинных характеристик вод верхнего и промежуточного слоев Охотского моря 16
1.3. Изученность термохалинных характеристик вод Берингова моря 20
1.4. Роль мезомасштабных вихрей в динамике пограничных течений 24
Глава 2. Данные и методы 29
2.1. Судовые наблюдения 29
2.2. Данные буев Арго 34
2.3. Отрывные батитермографы 41
2.4. Аномалии уровня океана 41
2.5. Методы обработки данных и расчета аномалий термохалинных характеристик вод 44
Глава 3. Аномалии термохалинных характеристик вод 54
3.1. Аномалии термохалинных характеристик вод промежуточного слоя 54
3.2. Алеутские мезомасштабные вихри 62
3.3. Механизмы, приводящие к изменениям температуры и солености в промежуточном слое 83
3.4. Понижение солености верхнего слоя вод как результат усиления гидрологического цикла 88
Основные научные результаты 103
Список литературы 105
- Особенности изменчивости термохалинных характеристик вод верхнего и промежуточного слоев Охотского моря
- Изученность термохалинных характеристик вод Берингова моря
- Методы обработки данных и расчета аномалий термохалинных характеристик вод
- Механизмы, приводящие к изменениям температуры и солености в промежуточном слое
Введение к работе
Анализ многолетних наблюдений свидетельствует о том, что в Мировом океане происходят значительные климатические изменения термохалинных характеристик вод. В исследованиях Мирового океана и его отдельных районов в настоящее время уделяется все большее внимание межгодовой и многолетней изменчивости параметров вод и выявлению их связи с глобальными вариациями климата.
Повышение температуры воздуха у поверхности Земли за последние 100 лет составило 0.74С [Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007], в целом по России - 1.29С [Оценочный доклад..., 2008а,б].
Согласно опубликованным работам [Levitus et ah, 2005, 2009] за последние 50 лет для северной части Тихого океана рост температуры воды составил 0.093С для верхнего 300-метрового слоя.
Недавние исследования показали также заметный рост температуры промежуточных слоев вод (250-700 м) Охотского моря [Itoh, 2007; Nakanowatari et ah, 2007]. Так, за период с 1955 по 2003 гг. температура в промежуточном слое в Охотском море увеличилась на 0.4С [Itoh, 2007]. Этот рост больше средней величины для Мирового океана в целом, определенной другими исследователями [Levitus et al, 2005, 2009]. В последних работах [Itoh, 2007; Nakanowatari et al, 2007] предполагается, что причина потепления заключается в ослаблении вентиляции холодных плотных шельфовых вод Охотского моря.
В работах других исследователей [Andreev, Baturina, 2006; Андреев, Батурина, 2007] показано, что основной причиной межгодовой изменчивости температуры, солености и концентрации растворенного кислорода в промежуточном слое вод западной субарктики Тихого океана
является изменчивость в переносе вод из восточной в западную часть тихоокеанской субарктики.
Значительные изменения температуры и солености воды за период с 1970 по 2005 гг. в северной части залива Аляска установлены в работах ряда исследователей [Freeland et al., 1997; Overland et ah, 1999; Royer, Grosch, 2006]. В этих работах показано повышение температуры на 0.96С в слое от 0 до 250 м и понижение солености верхнего 100-метрового слоя на 0.14 епс.
Последние исследования показали распреснение большой акватории северной части Тихого океана в верхнем слое [Wong et al, 1999, 2001; Boyer et ah, 2005]. Авторы этих работ полагают, что причиной уменьшения солености в высоких широтах северной части Тихого океана является распреснение верхнего слоя океана, вследствие увеличения осадков в области полярного круговорота. В течение XX в. количество осадков также .. увеличилось в большей части регионов суши в средних и высоких широтах северного полушария [Кондратьев, Демирчян, 2001]. Так, годовая сумма осадков за период 1976-2006 гг. в целом по территории России увеличилась [Оценочный доклад..., 2008а].
Ойясио, Восточно-Камчатское и Аляскинское течения являются . пограничными течениями западной субарктики Тихого океана. Поэтому многолетние изменения термохалинной структуры этих течений представляют значительный научный интерес и могут быть связаны с климатическими изменениями, происходящими в атмосфере и северной части Тихого океана.
Одной из главных особенностей пограничных течений западной субарктики Тихого океана является присутствие мезомасштабных вихрей. Вихри, представляя часть циркуляции океана, могут приводить к аномалиям термохалинных характеристик. Поэтому изучение мезомасштабных вихрей представляется важным для исследования климата всего океана.
Цель работы заключалась в определение величин аномалий термохалинных характеристик верхнего и промежуточного слоев Ойясио, Восточно-Камчатского и Аляскинского течений и процессов, которые вызывают динамику этих аномалий. Для достижения поставленной цели потребовалось решение следующих задач:
Создать массив гидрологических данных северо-западной части Тихого океана, Охотского и западной части Берингова морей.
Определить величину аномалий термохалинных характеристик вод верхнего и промежуточного слоев Ойясио, Восточно-Камчатского и Аляскинского течений.
Установить процессы, приводящие к аномалиям термохалинных характеристик вод в исследуемом регионе.
Определить роль мезомасштабных вихрей Аляскинского течения в западном переносе воды.
Исследование аномалий термохалинных характеристик вод и мезомасштабных вихрей является актуальным как при исследовании фундаментальных вопросов структуры и динамики вод западной субарктики Тихого океана, так и с позиций практического использования в освоении биологических ресурсов.
Структура работы
Диссертация состоит из введения, трех глав, основных научных результатов и списка литературы.
В первой главе выполнен литературный обзор по теме исследования. В разделе 1.1 представлено современное состояние исследований изменений термохалинных характеристик северной части Тихого океана. В разделе 1.2 приводится обзор работ по исследованию особенностей изменчивости термохалинных характеристик верхнего и промежуточного слоев Охотского
моря. В следующем разделе (1.3) рассматривается состояние изученности термохалинных характеристик вод Берингова моря. В последнем разделе (1.4) сделан обзор работ по изучению мезомасштабных вихрей в северозападной части Тихого океана. Показана необходимость и практическое значение исследований, выполненных в настоящей работе.
Вторая глава посвящена используемым данным и методике исследования. В разделе 2.1 представлены архивные данные океанографических отечественных и зарубежных экспедиций, приведены сроки выполнения основных съемок. В разделе 2.2 характеризуются данные буев Арго. В следующем разделе (2.3) представлены использованные данные отрывных батитермографов (ХВТ — expendable bathythermograph). В разделе 2.4 дана характеристика спутниковых альтиметрических измерений уровня поверхности океана, которые использовались для определения положения и эволюции вихрей Аляскинского течения. В разделе 2.5 изложены методы обработки данных и расчета аномалий термохалинных характеристик.
В третьей главе анализируются аномалии термохалинных характеристик в северо-западной части тихоокеанской субарктики. В разделе 3.1 приведены оценки аномалий термохалинных характеристик в промежуточном слое. Во всех исследуемых областях северо-западной части Тихого океана, Охотского и Берингова морей, обнаружены положительные тренды аномалий температуры и солености промежуточного слоя. Приводятся величины трендов. В разделе 3.2 исследуется структура мезомасштабных вихрей Аляскинского течения. На основе анализа используемых данных определены характеристики и выявлены основные закономерности формирования, эволюции, скорости и траектории движения алеутских антициклонических вихрей. Приведены оценки межгодовой изменчивости размеров алеутских вихрей. В следующем разделе (3.3) рассмотрены механизмы, приводящие к изменениям температуры и солености в промежуточном слое. Аляскинское течение распадается на
алеутские вихри к востоку от пролива Ближний. Алеутские вихри вносят значительный вклад в западный перенос теплой и соленой воды Аляскинского течения. Изменение характеристик алеутских вихрей является индикатором состояния западного субарктического круговорота. В разделе 3.4 даны оценки аномалий термохалинных характеристик верхнего слоя в рассматриваемых областях. Показано, что рост температуры и солености в промежуточном слое сопровождался понижением солености и плотности верхнего слоя вод. Рассмотрено усиление гидрологического цикла, как механизма понижения солености верхнего слоя субарктических вод.
В заключении сформулированы основные научные результаты.
Особенности изменчивости термохалинных характеристик вод верхнего и промежуточного слоев Охотского моря
Охотское море расположено в области субарктической структуры вод, признаком которой является холодный и теплый промежуточные слои, разделенные поверхностями максимальных градиентов температуры. В южной части моря доминирует субарктическая структура, а в северной -шельфовая. Промежуточные воды в Охотском море могут вентилироваться за счет формирования шельфовых вод высокой плотности в зимний период вследствие осолонення при льдообразовании и конвекции в зоне влияния течения Соя (южная часть Охотского моря), воды которого отличаются высокой соленостью [Морошкин, 1966; Гидрометеорология..., 1998; Жабин, 1999]. Вентиляция охотоморских промежуточных вод также происходит при участии антициклонических вихрей.
В Охотское море теплые промежуточные воды поступают через глубокие проливы Курильских островов. Этот поток теплых и соленых вод является составной частью термохалинной циркуляции [Морошкин, 1966].
Тепловое состояние южной части Охотского моря существенным образом определяется водообменном с Японским морем через пролив Лаперуза и Тихим океаном через Курильские проливы [Богданов, Мороз, 2000]. Источником тихоокеанских вод служит Восточно-Камчатское течение. Формирование теплозапаса промежуточных слоев Охотского моря происходит в процессе распространения в море океанских вод [Мороз, 2008].
Недавние исследования показали заметный рост температуры промежуточных слоев Охотского моря [Itoh, 2007]. За период с 1955 по 2003 гг. температура в слое 250-700 м (26.8-27.2 аэ) увеличилась на 0.4С [Itoh, 2007]. Максимальный рост температуры на 0.57С за рассматриваемый период времени обнаружен на изопикнической поверхности 27.0 ст0. Этот рост больше величины для Мирового океана, определенной другими исследователями [Levitus et ah, 2005, 2009]. Низкая соленость вод верхнего и высокая нижележащих слоев является барьером, препятствующим вертикальному перемешиванию. Поскольку в Охотском море холодный промежуточный слой не имеет выраженного тренда и потепление происходит на изопикнах 26.8-27.4 о"е ТО причиной потепления Ито [Itoh, 2007] считает ослабление вентиляции холодных плотных шельфовых вод Охотского моря. Она также показала увеличение солености промежуточных слоев моря за период 1955-2003 гг. Так, за этот период на изопикнической поверхности 27.0 «Те рост солености составил 0.048 епс.
Пространственное распределение и возможное происхождение положительного тренда температуры промежуточных слоев Охотского моря представлены в работе ряда авторов \Nakanowatari et al, 2007]. На основе данных с 1955 по 2004 гг. было установлено увеличение температуры промежуточных слоев северо-западной части Тихого океана. Тренд температуры имеет наибольшие значения на изопикнах 26.9-27.0 GQ. ЭТИ авторы показали, что область наибольшего потепления расположена в западной части Охотского моря, где за последние 50 лет максимальный рост температуры составил 0.68С на изопикнической поверхности 27.0 ае- Эта величина согласуется с результатом полученным в работе [Itoh, 2007]. Предполагается, что основная причина потепления заключается в ослаблении вентиляции плотных шельфовых вод. Накановатари с соавторами [Nakanowatari et ah, 2007] также показали, что положительный тренд температуры промежуточных слоев, наиболее заметный в Охотском море, распространяется и в северо-западную часть Тихого океана.
Андреев с соавторами {Андреев, Батурина, 2007; Андреев, Шевченко, 2008], показал, что за период с 1950 по 2000 гг. основной причиной межгодовой изменчивости температуры, солености и концентрации растворенного кислорода в промежуточном слое вод Охотского моря является изменения переноса вод течениями - Восточно-Камчатским, Ойясио и Восточно-Сахалинским, обусловленные вихрем напряжения ветра над всей северной части Тихого океана и Охотском море. Хорошо известно, что сезонная изменчивость верхнего квазиоднородного слоя и циркуляции вод Охотского моря находится под влиянием атмосферных процессов [Храпченков, 2007; Власова и др., 2008].
На процессы эволюции ледяного покрова на морях дальневосточного региона, также влияет атмосферная циркуляция. Якунин и Плотников [Якунин, Плотников, 1999; Плотников, 2002, 2007] выявили значительную многолетнюю изменчивость в ледовых условиях Охотского моря. При анализе многолетней изменчивости установлено существование направленной тенденции в развитии ледовых условий и мелкомасштабные квазипериодические составляющие. Вероятность существования отрицательного линейного тренда в многолетних распределениях ледовитости для Охотского моря превышает 90% [Плотников, 2002, 2007].
Изученность термохалинных характеристик вод Берингова моря
Берингово море - это регион, где теплые воды восточной субарктики Тихого океана трансформируются в холодные воды западной субарктики в результате смешения с шельфовыми водами. На акватории моря во все сезоны года прослеживается холодный подповерхностный и теплый промежуточный слои.
Исследования Богданова и Мороз [2002] показывают, что при формировании поверхностных водных масс Берингова моря основными факторами являются поступление тихоокеанских вод, перераспределение гидрологических характеристик системой течений, конвекция, волновое перемешивание, сток рек. На процессы водообмена также оказывает влияние приливное перемешивание, которое в районе Командоро-Алеутской островной дуги является доминирующим фактором в динамике вод.
При формировании промежуточных и глубинных водных масс в Беринговом море водообмен с Тихим океаном является основным [Арсеньев, 1967; Гидрометеорология..., 1999]. Поступление тихоокеанских вод в Берингово море осуществляется через проливы Алеутских островов. Поэтому теплый промежуточный слой в Алеутской котловине Берингова моря поддерживается горизонтальным переносом теплых вод Аляскинского течения через проливы Алеутских островов [Cokelet, Stabeno, 1997].
Из-за ограниченности данных (неравномерность распределения во времени и пространстве) сезонная и межгодовая изменчивость термохалинных характеристик исследовалась только на отдельных участках Берингова моря, за определенные временные периоды или анализировались отдельные характеристики вод: температура, соленость, уровень, ледовитость моря, расход воды через проливы Алеутских островов и др.
Берингово море имеет наибольшую продолжительность ледового периода из всех дальневосточных морей. Ледяной покров существенно влияет на формирование климата и погоды, термического режима вод и другие гидрометеорологические процессы. В формировании ледовых условий этого моря важную роль играют атмосферные процессы {Плотников, 2002; Полякова и др., 2002; Глебова, 2005; Власова, 2007], как и для Охотского моря [Vasilevskaya, 2003; Ustinova et al., 2004; Власова и др., 2008]. Также заметный вклад в перераспределение ледовых условий вносит тепловая инерция моря [Якунин, Плотников, 1999; Плотников, 2002, 2007].
Следует отметить, что в Беринговом море имеет место значительная межгодовая изменчивость ледовых условий \Хен, 1997; Якунин, Плотников, 1999; Плотников, 2002, 2007; Басюк и др., 2007]. Статистическая значимость существования отрицательного линейного тренда для Берингова моря не достигает 80% доверительной вероятности в период ледонакопления. Так же, как и для Охотского моря, предполагается снижение общей активности ледовых процессов в периоды ледонакопления и повышение активности процессов разрушения льда [Плотников, 2002, 2007].
Сезонная и многолетняя изменчивость термического состояния деятельного слоя вод Берингова моря наиболее полно определена в работах Лучина с соавторами [Лучин и др., 2000; Лучин, Соколов, 2007; Лучин, 2007]. В этих работах показана значительная межгодовая изменчивость температуры подповерхностных вод моря для периода 1950-2001, гг. Авторами представлены для моря в целом средние многолетние типовые распределения температуры воды для холодных, нормальных и теплых лет на горизонтах в слое 30-100 м, а также для каждого из типов лет построены средние многолетние карты пространственного распределения температуры воды Берингова моря.
Исследования последних лет показали одновременные изменения термохалинных характеристик в заливе Аляска, Беринговом море и Беринговом проливе. Так, в заливе Аляска рост температуры и уменьшение солености верхнего слоя за последние десятилетия совпадают с ростом температуры в верхнем 70-метровом слое юго-восточной части Берингова моря за период 1995-2003 гг. [Overland, Stabeno, 2004], и с ростом температуры и уменьшением солености в Беринговом проливе [Woodgate, Aagaard, 2005].
В работе Басюка с соавторами [2007] приведены результаты исследований гидрологических условий Берингова моря с 2002 по 2006 гг. Отмечено, что в рассматриваемые годы происходили значительные климатические изменения в дальневосточном регионе, совпавшие с усилением водообмена моря с Тихим океаном и Арктическим бассейном и с потеплением вод деятельного слоя моря. Показано, что область устойчивых положительных аномалий распространялась на всю акваторию моря. Также, по мнению авторов вследствие увеличения речного стока происходило распреснение поверхностных вод моря. Величина аномалии температуры в слое 50-150 м составила 0.5С за период 2004-2005 гг. В ядре теплого промежуточного слоя открытых вод западной части Берингова моря в течение рассматриваемых лет (2002-2006 гг.) прослеживался положительный тренд температуры (0.22С/5лет). Наиболее значительный рост теплозапаса промежуточных вод происходил в 2003-2005 гг. Поскольку источником поступления этих вод является Тихий океан, то это повышение температуры подтверждает вывод об усилении водобмена моря через проливы в последние годы и постепенное заполнение котловинной части моря более теплыми океаническими водами.
Также проведены исследования нелинейных трендов многолетних изменений в Беринговом море. В работе Хена с соавторами [2008] проанализированы среднемесячные данные по температуре воды на поверхности Берингова моря за период 1950-2006 гг. В последнюю четверть XX в. отмечен рост среднегодовых значений температуры воды на поверхности. К середине первого десятилетия XXI в. в Беринговом море температура воды заметно повысилась. При этом ее рост начался после 1999 г. и самым теплым стал 2003 г. Эти выводы согласуются с выводами, полученными в работе Басюка с соавторами [2007]. В настоящее время наметилось понижение среднегодовой температуры воды Берингова моря [Хен и др., 2008; Napp, 2009].
Методы обработки данных и расчета аномалий термохалинных характеристик вод
При изучении структуры вод в основном применялся гізопикнический анализ. Метод изопикнического анализа основан на том, что движение вод происходит вдоль изопикнических поверхностей. Поэтому, выбрав определенную характеристику водной массы и следуя ее изменениям в пространстве вдоль изопикнической поверхности, можно установить траекторию движения водной массы, определить границы между водными массами различного происхождения, и судить о степени их перемешивания [Егоров, 1966].
Критический анализ всех материалов наблюдений позволил исключить заведомо ошибочные данные. Проверка данных также заключалась в определении двойных станций (дублей) с одинаковыми координатами, датой, временем и значениями, удалении выбросов.
Для определения аномалий термохалинных характеристик весь исследуемый регион был разделен на пять областей: западная часть Берингова моря (I), Восточно-Камчатское и Аляскинское течения (II), верхнее течение Ойясио (III), среднее течение Ойясио (IV) и юго-восточная часть Охотского моря (V) (рис. 2.6). Были выбраны изопикнические поверхности 26.75 и 26.9 Ое5 которые соответствуют теплому промежуточному слою; изопикническая поверхность 26.65 ае и горизонт 50 дбар, которые соответствуют холодному промежуточному слою.
Изопикническая поверхность 26.65 Ое Для западной части Берингова моря соответствует давлению 130-210 дбар, для Восточно-Камчатского, Аляскинского течений, верхнего и среднего течения Ойясио - 120-130 дбар, юго-восточной части Охотского моря - 125-170 дбар.
Изопикническая поверхность 26.75 ое для западной части Берингова моря соответствует давлению 170-270 дбар, для Восточно-Камчатского и Аляскинского течений — 145-160 дбар, верхнего течения Ойясио — 160-180 дбар, среднего течения Ойясио - 170-190 дбар, юго-восточной части Охотского моря - 210-270 дбар.
Изопикническая поверхность 26.9 ае для западной части Берингова моря соответствует давлению 240-380 дбар, для Восточно-Камчатского и Аляскинского течений — 200-270 дбар, верхнего течения Ойясио - 220-330 дбар, среднего течения Ойясио — 250-340 дбар, для юго-восточной части Охотского моря - 390-480 дбар.
Горизонт 50 дбар для западной части Берингова моря соответствует изопикнической поверхности 26.25-26.45 ае, для Восточно-Камчатского и Аляскинского течений - 26.25-26.4 з$, верхнего течения и среднего течения Ойясио, юго-восточной части Охотского моря - 26.3-26.4 ае Для всех изопикнических поверхностей были рассчитаны аномалии потенциальной температуры (далее аномалии температуры - Та) и солености (Sa) воды, а для выбранного горизонта — аномалии солености (Sa) и потенциальной плотности (далее аномалии плотности - Sigma_a). Аномалии термохалинных характеристик для изопикнической поверхности 26.75 ае и горизонта 50 дбар были определены для всех рассматриваемых областей, а для изопикнических поверхностей 26.9 и 26.65 GQ ТОЛЬКО для Восточно-Камчатского, Аляскинского течений и верхнего течения Ойясио. Каждая область была поделена на одноградусные квадраты. В основу анализа были положены средние многолетние гидрологические характеристики, отнесенные к квадратам. Расчеты средних значений во всех областях (рис. 2.6) проводились по всему массиву глубоководных гидрологических наблюдений, выполненных на акватории северо-западной части Тихого океана с 1949 по 2008 гг. (6120 станций) (рис. 2.7-2.10). На рисунке 2.11 показано временное распределение гидрологических станций во всех областях, для которых определены аномалии термохалинных характеристик. В течение года количество наблюдений распределено неравномерно. Максимальное число наблюдений было произведено в сентябре, минимальное - в январе (рис. 2.11а). Также наибольшее количество станций было сделано во время проекта ИНГТОК с 1990 по 1993 гг. (рис. 2.116).
Полученные средние многолетние значения согласуются со значениями, представленными ранее (World Ocean Atlas 2005 (WOA05)) [http://www.nodc.noaa.gov/OC5/WOA05/pr__woa05.html; Antonov et al, 2006; Locarnini et al, 2006], и дают возможность выявить определенные закономерности.
Аномалии потенциальной температуры, плотности и солености для каждого наблюдения на изопикнической поверхности и горизонте были определены как разность между наблюдаемым значением и климатическим средним в сеточной области, включающей точку наблюдений. Число наблюдений сильно менялось от года к году. Если их число за год было меньше пяти, то такие наблюдения были пропущены. После этого были определены средние годовые значения аномалий в пределах исследуемой области.
Для каждого среднего значения аномалии потенциальной температуры, плотности и солености определен доверительный интервал — это область, в которой с заданной вероятностью выборочный статистический параметр значимо не отличается от генерального. Чтобы определить доверительный интервал, прежде всего, нужно выбрать доверительный уровень, т.е. вероятность ошибки нашего вывода. Была задана доверительная вероятность (а) (вероятность, с которой утверждаем, что генеральный параметр будет находиться в доверительной области) равная 95%, т.е. 0.05 (1-а) -доверительный уровень.
Механизмы, приводящие к изменениям температуры и солености в промежуточном слое
Градиент плотности в пикноклине в значительной степени зависит от градиента солености воды. Поэтому вертикальная структура деятельного слоя океана определяется величиной градиента солености в халоклине. Стратификация по солености настолько значительна, что поддерживает высокую температуру в промежуточном слое.
Существование теплого промежуточного слоя имеет важные климатические последствия для северо-западной части Тихого океана. Этот слой поддерживается в результате поступления теплых и соленых вод Куросио в восточную часть Тихого океана. К востоку от Курильских островов тихоокеанские промежуточные воды переносятся Субарктическим течением в направлении залива Аляска и питают теплые промежуточные воды субарктики. Теплый промежуточный слой является значительным резервуаром тепла и перенос воды на запад Аляскинским течением и алеутскими мезомасштабными вихрями может вызывать положительную аномалию температуры и солености.
После отделения от Аляскинского течения алеутские вихри движутся на запад, переносят теплую ( 3.8-4.2С) и относительно соленую воду в своем ядре (150-600 м), наполняя теплый промежуточный слой. Перенос массы воды алеутскими вихрями является важным процессом, поддерживающим теплый промежуточный слой. Западный перенос теплой и соленой воды является важным вкладом в повышение температуры и солености промежуточного слоя в Восточно-Камчатском течении и Ойясио. В работе обнаружено значительное увеличение радиуса алеутских вихрей в период с 1993 по 2009 гг. (по крайней мере, в два раза). Наиболее вероятной причиной увеличения размера алеутских вихрей является усиление субтропического круговорота.
Горизонтальная адвекция теплых и соленых вод продолжения Куросио является основным механизмом, поддерживающим высокую температуру и соленость промежуточных вод. Западный перенос теплых и соленых вод на северной границе субарктического круговорота усиливает халоклин и препятствует обмену и охлаждению теплого и холодного промежуточных слоев. Новые океанографические данные позволили установить значительный рост температуры и солености промежуточных вод Ойясио, Восточно-Камчатского и Аляскинского течений. Рост температуры и солености обнаружен также в промежуточном слое вод Охотского и Берингова морей.
В области Восточно-Камчатского течения тренд температуры на изопикнической поверхности 27.0 GQ составил 0.15С/50 лет [Osafune, Yasuda, 2006, что намного меньше, чем для той же изопикнической поверхности в Охотском море, обнаруженной недавно другими исследователями [Itoh, 2007; Nakanowatari et al, 2007] (табл. 3.2).
В нашей работе в Восточно-Камчатском течении установлен положительный тренд температуры на изопикне 26.75 GQ, который составил 0.65С/50 лет. Для течения Ойясио величина роста температуры составила 0.75-0.95С за последние 50 лет. Эти тренды превосходят тренд температуры в Охотском море, который составляет 0.3С/50 лет [Рогачев, Шлык, 2008, 2009а,б]. Полученная величина близка к аналогичным трендам температуры, определенных для промежуточных вод в Охотском море в работах других исследователей [Hill et al, 2003; Itoh, 2007]. Кроме того, она оказалась гораздо больше тренда температуры для Мирового океана, показанных в работах других авторов [Levitus et al, 2005, 2009].
Низкая соленость вод верхнего и высокая соленость придонного слоя являются барьером, препятствующим перемешиванию слоев. Поэтому сохраняются холодный придонный и промежуточный слои в Охотском море. Поскольку в Охотском море холодный промежуточный слой не имеет выраженного тренда и повышение температуры воды происходит в слое между изопикнами 26.8-27.4 ае, то причиной потепления японские исследователи [Itoh, 2007; Nakanowatari et ah, 2007] считают ослабление вентиляции холодных, плотных шельфовых вод Охотского моря.
Напротив, в работах российских исследователей [Andreev, Baturina, 2006; Андреев, Батурина, 2007] отмечено, что основной причиной межгодовой изменчивости температуры и гидрохимических параметров в промежуточном слое вод южной части Охотского моря и в зоне течения Ойясио является изменчивость в переносе вод из восточной в западную часть тихоокеанской субарктики, вызываемой атмосферной циркуляцией. Однако эти авторы не определили величины аномалий температуры и солености в области верхнего течения Ойясио, Камчатского и Аляскинского течений. Увеличение переноса вод Аляскинского круговорота в западную часть тихоокеанской субарктики приводит к росту температуры промежуточных вод в зоне Восточно-Камчатского течения и течения Ойясио.
В нашей работе установлено, что температура и соленость промежуточных вод Восточно-Камчатского течения и Ойясио растет быстрее, чем средняя температура Мирового океана и температура и соленость промежуточного слоя Охотского моря. В работах Рогачева [2007], Рогачева и Шлык [2009а] тихоокеанские воды поступают в Охотское море через северные Курильские проливы. В частности в работе Рогачева и Шлык [2009а] показана траектория дрифтера, который входит в Охотское море через Курильский пролив. Первоначально буй был выставлен в Беринговом море. После дрейфа в Восточно-Камчатском течении он был захвачен в антициклоническую циркуляцию на банке Крузенштерна. Буй выполнил около 20 оборотов и покинул банку, войдя в Охотское море проливом Севергина. Поэтому причиной увеличения температуры и солености промежуточного слоя Охотского моря является вода, поступающая из океана. Рост температуры промежуточного слоя в Охотском море прямо связан с потоком вод Восточно-Камчатского течения и верхнего течения Ойясио.
![Сравнительная характеристика течения и исходов сотрясения головного мозга у пострадавших молодого и младшего среднего возраста при стационарном и амбулаторном лечении [Электронный ресурс]](/i/i/4483/189237.png "Сравнительная характеристика течения и исходов сотрясения головного мозга у пострадавших молодого и младшего среднего возраста при стационарном и амбулаторном лечении [Электронный ресурс] Филатова Марина Михайловна")
