Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Гидрометеорологический режим Охотского моря в зимний период
1.1. Физико-географическая характеристика района 8
1.2. Метеорологический режим 10
1.3. Гидрологический режим 13
Глава 2. Основные положения теории течений в применении к Охотскому морю
2.1. Общая постановка задачи по формированию течений в океане 41
2.2. Упрощение основных уравнений термогидродинамики в применении к Охотскому морю 46
2.3. Диагностическая модель расчета течений Саркисяна 52
Глава 3. Методика расчета течений в зимний период и использованный материал
3.1. Материалы и методика их обработки 5 8
3.2. Анализ гидрометеорологических условий моря в феврале по полученным данным 73
Глава 4. Циркуляция вод Охотского моря
4.1. Поверхностные течения Охотского моря в максимальные, средние и минимальные по ледовитости годы 98
4.2. Течения Охотского моря на горизонтах 10, 100, 200, 400 м в максимальные, средние и минимальные по ледовитости годы 108
Основные результаты работы 127
Литература 129
- Метеорологический режим
- Упрощение основных уравнений термогидродинамики в применении к Охотскому морю
- Анализ гидрометеорологических условий моря в феврале по полученным данным
- Течения Охотского моря на горизонтах 10, 100, 200, 400 м в максимальные, средние и минимальные по ледовитости годы
Введение к работе
Актуальность работы.
Изучение динамических процессов, в частности поля и скорости морских течений Охотского моря, представляет интерес для судоходства и рыболовного промысла, и в том числе, в связи с разработкой нефтегазовых месторождений
Российскими и зарубежными исследователями получены фундаментальные схемы циркуляции вод, рассчитанные по летним среднемноголетним данным (Леонов, 1960, Watanabe,1963, Морошкин, 1966, Чернявский, 1981, Лучин, 1987), которые в дальнейшем будут лишь уточняться и детализироваться
Одной из важных характеристик гидрологического режима Охотского моря является его ледовитость В последние годы большое внимание уделяется исследованию вод зимнего охлаждения (Винокурова, 1964, 1965, 1972, Морошкин, 1966, Чернявский, 1984, Гладышев, 1998, Лучин, 1998) При этом вопросы влияния плотных вод на океанологические условия непосредственно в районах их формирования почти не рассматривались Впервые было показано значительное отличие циркуляции вод в холодную половину года от летних схем течений и установлена достаточно отчетливая связь особенностей циркуляции и термохалинных характеристик вод с суровостью зимних условий в работе Фигуркина (2003) Но и эта работа выполнена на акваториях, свободных ото льда
Цель работы рассчитать поле течений Охотского моря зимой с учетом ледяного покрова в экстремальные и средние по ледовитости годы в толще слоя 0-500 м При этом были поставлены следующие задачи
сформировать базу данных для расчетов,
составить программу для расчетов течений по диагностической модели Саркисяна
построить карты границ (кромки) льда для февраля в максимальные, минимальные и средние по ледовитости годы, построить карты атмосферного давления
сформировать и сконструировать из всех доступных источников поле температуры и солености в феврале на поверхности моря в максимальные, минимальные и средние по ледовитости годы,
рассчитать поле плотности от поверхности до глубины 500 метров, с учетом глубины проникновения осенне-зимней конвекции,
выполнить расчет поля течений и построить схемы для трех типов ледовитости в толще слоя 0 - 500 метров
4 Фактический материал.
Данные о деловитости, положении кромки и границ серых и битых льдов, атмосферного давления были заимствованы из отчетов о ледовых авиаразведках Из архива ДВНИГМИ были выбраны глубоководные станции (всего 273), выполненные в феврале в экстремальные по ледовитости годы (максимальные по ледовитости 1967, 1978, 1979 гг - 98 станций, среднеледовитые 1981, 1985, 1988 гг - 69 станций, малоледовитые 1976, 1984, 1989гг - 106 станций,) Также были использованы карты температуры на поверхности в феврале, составленные по наблюдениям гидрометеостанций и попутных судовых измерений (архив кафедры океанологии ДВГУ), среднемноголетние данные плотности воды на стандартных горизонтах для августа (Лучин)
Методы исследований.
Для расчетов уровенной поверхности и трехмерного поля течений на акватории всего моря использована линейная диагностическая модель Саркисяна D2 Она учитывает реальное поле плотности от поверхности до дна, схематизированную конфигурацию берегов, рельеф дна и атмосферную циркуляцию
Все расчеты выполнены на персональном компьютере с помощью программы составленной к г н Л А Молчановой (ДВГУ) при непосредственном участии автора и отлаженной по средним многолетним данным плотности воды Охотского моря на стандартных горизонтах для августа (Лучин) Результаты обработки и анализа данных представлены в виде карт Графические построения выполнялись программным пакетом «SURFER»
Научная новизна Сформировано поле температуры и солености воды на поверхности для всей акватории моря в экстремальные по ледовитости годы (февраль -середина зимы с установившимся ледяным покровом и отсутствием начала таяния) и поле плотности воды для толщи вод 0 -500 метров Показано значительное отличие циркуляции вод в феврале от традиционных схем, составленных преимущественно по данным теплой половины года Также показано отличие циркуляции вод в зависимости от ледовитости
На защиту выносится:
распределение полей температуры, солености и плотности воды на поверхности для февраля в годы с экстремальной и средней ледовитостью,
направление дрейфа льда в годы с максимальной, средней и минимальной ледовитостью (февраль),
3) циркуляция вод на поверхности и на горизонтах 10, 100, 200, 400 метров для трех типов ледовистости в зимний период (февраль) на акваториях с чистой водой и под ледяным покровом
Практическая значимость работы Выполненное исследование представляет собой характеристику циркуляции вод Охотского моря в зимний период (февраль) в годы с экстремальной и средней ледовитостью Материалы данной работы могут найти применение для безопасного плавания надводного и подводного флота, при разработке и проектировании гидротехнических сооружений на нефтегазовых месторождениях, рыболовном промысле
Личный вклад автора Работа по программному обеспечению, подготовка данных, расчеты, построение карт, анализ и интерпретация полученных результатов, основные защищаемые научные положения, приведенные в диссертации, сделаны автором лично
Апробация работы Работа выполнена в 2006 г Результаты исследований докладывались на научных конференциях преподавателей и студентов Дальневосточного государственного университета и представлены в виде тезисов к докладам и статей в 2001, 2002, 2003,2004, 2005 годах, на семинарах в ДВНИГМИ и ТОЙ ДВО РАН в 2006 г Работа рассмотрена и одобрена на кафедре океанологии ДВГУ в 2006 г
Публикации. По теме диссертации опубликовано 13 работ
Структура и объем работы Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка литературы В основной части работа состоит из 138 страниц текста, 44 рисунка, 1 таблицы Список литературы включает 90 наименований, в том числе 8 на иностранном языке
Метеорологический режим
Среднее барическое поле у земли зимой характеризуется: 1) развитием мощного сибирского антициклона над материком с гребнем, направленным на Колыму и север Камчатки; 2) арктическим антициклоном к северу от Чукотки, соединяющим антициклоны Сибири и Канады; 3) алеутской депрессией над северной частью Тихого океана. Основными особенностями зимнего сезона являются антициклогенез над континентом, характеризуемый мощным сибирским антициклоном, и циклогенез над дальневосточными морями и Тихим океаном. Циклоническая деятельность осуществляется, главным образом, на арктическом фронте (охотской и тихоокеанской ветви арктического фронта), а также на полярном фронте. Существенную роль играют циклоны, развивающиеся на морском участке вторичного холодного фронта, а также полярно-фронтовые циклоны, которые, смещаясь на север, регенерируют на арктическом фронте. Зона наибольшей повторяемости циклонов включает в себя охотоморский и алеутский районы. Циклоны, возникающие на арктическом и вторичном холодном фронтах, в соотношении с направлением ведущего потока смещаются в район Алеутских островов, где регенерируют и стационируют, формируя алеутскую депрессию. Повторяемость циклонов над Охотским морем максимальна в декабре, когда температурный контраст между материком и дальневосточными морями велик. К февралю контраст уменьшается, одновременно возрастают температурные различия между материком и Тихим океаном, поэтому интенсивность циклонической деятельности, несмотря на некоторое уменьшение по сравнению с декабрем, по-прежнему велика (Ильинский, Егорова, 1962). Все типовые траектории циклонов, выходящие на Охотское море (Ильинский, Егорова, 1962; Дашко, 1988), можно разбить на две большие группы - континентальные (западные) и морские (южные). Циклоническое поле, преобладающее над Охотским морем в течение холодного сезона, формируется преимущественно морскими циклонами. Средняя скорость перемещения морских циклонов зимой составляет 40-60 км/ч. В центре Азиатского антициклона среднее многолетнее давление зимой, т.е. в период его наибольшего развития, составляет около 1040 гПа (максимум 1084 гПа), увеличиваясь от октября (1032-1038 гПА) к декабрю-январю (1040-1050 гПа) и уменьшаясь в марте (1032 - 1040 гПа). Среднее давление в центре алеутской депрессии около 1000 гПа. Наиболее значительный перепад давления между сушей и морем имеет место в зимний период, когда разность между давлением в центре азиатского антициклона и алеутской депрессией в среднем составляет 30 гПа. Особенно напряженное барическое поле над Охотским морем создается в зимнее время при выходе сюда глубоких циклонов южной группы с давлением 950-960 гПа., когда разность между давлением воздуха над северным побережьем моря и в центре циклона может составлять более 80 гПА. Над Охотским морем в зимний период среднее значение давления составляет 1005,5 гПа при перепаде давления от 1028-1029 до 962-970 гПа.
Непосредственное влияние атмосферной циркуляции на ледяной покров моря в зимний период обусловлено взаимодействием сибирского антициклона и алеутской депрессии. В ноябре-марте эти процессы характеризуются устойчивым положением названных центров действия атмосферы. Сибирский антициклон, расположенный над Монголией, достигает наибольшего развития в январе, алеутский минимум - в декабре, что обусловливает устойчивый перенос воздуха с материка на море. Циклоническая деятельность над Охотским морем усиливается, над континентом - ослабевает.
Зимой наиболее часты над морем ветры северной четверти (более 60 %). В его северо-восточной части преобладает северо-восточное направление (около 40%), в восточной - северо-западное и северовосточное (28 и 24 % соответственно). Для отдельных районов моря характерны северо-западные ветры. Повторяемость ветров других направлений значительно меньше, например юго-восточных и южных не более 10 % (Дашко, 1979). Декабрь и февраль отличаются высокими средними скоростями ветра соответственно 9,4 и 10,7 м/с.
Зимой, особенно велико влияние суши. Сильное выхолаживание воздуха над континентом приводит к максимальной разнице температуры воды и воздуха, создает мощный термобарический градиент, усиливающий эффективное излучение, турбулентный теплообмен и сильное охлаждение моря (Глаголева, Скриптунова, 1979; Дашко 1998). Для большей части моря среднегодовой теплообмен на границе вода-воздух отрицателен и составляет от -1020 до -1040 МДж/м (Баталии, Васюкова,1960; Пестерева, Пушкина 1998).
В зимнее время на всей акватории Охотского моря отмечаются положительные разности температур вода - воздух, которые составляют 13,3 - 8,4 С, уменьшаясь от декабря к февралю. В открытой части моря широтные различия незначительны, а в прибрежных районах они составляют 10С. Это свидетельствует о роли Охотского моря как нагревателя атмосферы в зимнее время и о наличии больших контрастов температуры между сушей и морем на одной и той же широте.
Холодный период с отрицательной температурой воздуха в Охотском море длится от 120-130 суток на юге до 210-220 суток на севере. Средние температуры воздуха составляют в январе для широт 60,55 и 50 с.ш. соответственно -14,6; - 9,7; -6,9 С. В северной части моря, особенно подверженной холодным вторжениям, зимой абсолютные минимумы температуры воздуха достигают значений -36 + -51 С (январь), а в южных районах, находящихся под влиянием Тихого океана, ниже - 16С не опускаются.
Упрощение основных уравнений термогидродинамики в применении к Охотскому морю
Основными причинами, определяющими формирование полей температуры, солености и плотности в океане, являются метеорологические и гидрологические факторы. К первым относятся солнечная радиация, испарение, осадки и турбулентный обмен теплом с атмосферой. Гидрологическими факторами являются течения и турбулентное перемешивание, перераспределяющие тепло и соли во всей толще океана. Наконец, значительное влияние на все эти поля оказывает рельеф дна, форма берегов и сток материковых вод.
Океанические течения представляют сложное сочетание различных типов непериодических и периодических перемещений воды, сильно изменчивых по размерам, скоростям и времени. Одной из самых характерных черт течений является непостоянство их величин по модулю и направлению. На среднегодовые фоновые течения накладываются сезонные и более мелкие по периоду колебания скоростей движения, что создает трудности в интерпретации данных о течениях в любой части океана. В зависимости от временного масштаба осреднения, истинный перенос любой субстанции может значительно отличаться от среднего. В этом и заключаются проблемы, связанные с измерениями течений и их интерпретацией при анализе. Существует довольно большое количество инструментальных наблюдений, даже на глубинах близких ко дну, но этого недостаточно для представления трехмерного поля течений изменяющегося во времени, что приводит к необходимости математически моделировать процессы динамики в океанологии. Искомыми величинами являются: 1. скалярное поле плотности р; 2. векторное поле скорости v в любой точке Мирового океана.
Основными уравнениями динамики океана являются (Козлов, 1969; Каменкович,1973; Нейман, 1973; Филлипс, 1980; Линейкин, Мадерич, 1982). Уравнение (1.1 -І- 1.5) написаны в инвариантной форме для сжимаемой жидкости, где р - плотность воды; f{w,v,w} - вектор скорости и - широтная, v - меридиональная, w - вертикальная составляющие скорости; t- время; y = 7,29-10 V - const - угловая скорость вращения Земли; F - внешняя действующая сила; Р - давление; т - тензор турбулентных напряжений; Ср - удельная теплоемкость при постоянном давлении; є- суммарный приток тепла в единицах объема за единицу времени под влиянием различных источников; QT,QS - векторы турбулентного потока тепла и соли; S%Q- соленость; Т - температура. —;div;Div - математические операторы полной производной dt дивергенции вектора и дивергенции тензора второго ранга. Эти операторы имеют различный вид для разных систем координат.
Наиболее естественно для математического моделирования выбрать сферическую систему координат, где Л - долгота; р - широта; начало координат лежит на невозмущенной поверхности океана, а ось z- направлена вертикально вниз по радиусу Земли. В этом случае основные уравнения термодинамики в проекции на оси координат для несжимаемой жидкости с учетом всех соотношений касающихся турбулентности в сферической системе выглядят так (Козлов, 1969; Каменкович, 1973): где и - широтная, v - меридиональная, w - вертикальная составляющие скорости; Q = 2wsin ; Q; =2wcos ; FA,F - составляющие внешней силы на горизонтальные оси; AL,A - коэффициенты горизонтального и вертикального турбулентного обмена; А - по Каменковичу В.М. (1973) коэффициент турбулентного обмена по диагонали, который он предлагает считать как А = AL.
Уравнение притока тепла (1.3); притока соли (1.5) и уравнение состояния (1.4) взято в виде уравнения состояния Мамаева О.И. (1964). Линейкиным П.С. (1982) они были объединены в одно уравнение диффузии плотности: dp KL d ( dp \ as К v dz -Др + + (L10) dt R2 dz где КL,К - коэффициенты турбулентного обмена; а - температурный коэффициент. Так была получена система из пяти уравнений с пятью неизвестными (u.,v,w,P,p). Для интегрирования системы необходимо поставить граничные и начальные условия. Граничные условия: на границе раздела вода-воздух: z=0 FfrvfiA-p. (LU) Pog где %{X,(p,i) - уровень океана; Ра - приводное атмосферное давление; р0 = const = 102кг/м . z=0 L = -JL; = _i (1.12), dz pQA dz p0A где ТЛ,Т - составляющие приводного тангенциального напряжения ветра. Для стационарной задачи имеем условия «твердой крышки» z — U w = , dt d если — = 0, то при z = 0 = w = 0. dt на дне z = H(A, p), где Н(Я, р) - рельеф дна и = v = w = 0- условие прилипания (1.14); на границе исследуемого района (S) задаются расходы: н J vdz = Q(A, p,t), где Q- расход (1.15). о Для поля плотности: z=0 задается поле плотности р = p0(A, p,0,t) (1-16) z - Н задается поле плотности р = рн (л, p,H,t) (1.17) на границе исследуемого района (Е) задается поле плотности /o = ps (X,(p,z,t) (1.18) Начальные условия: При г = 0 задается поле плотности р = p(0)(/l, ,z,o); поле скорости v = v(0); поле давления Р = Р(0)(Я, ,г,о); поле уровня = (0)(/1, ,0) (1.19). Итак, для реализации любых задач в динамике океана имеется полная математическая задача. Но она весьма сложна, так как является нелинейной и решаться должна в пространстве и во времени. Для ее реализации требуется упрощение.
Анализ гидрометеорологических условий моря в феврале по полученным данным
На первом этапе исследования проводилась выборка лет с максимальной, минимальной и средней ледовитостью за период 1957-1989 годы (в виду малочисленности данных гидрологических станций, выполненных в зимний период, для каждого типа выбрано по три года). Аномальность ледовитости определялась по среднеквадратическому отклонению площади льда (± 0,67о) от среднемноголетнего положения (Абузяров, Кудрявая, Серяков, 1988). 1967 (89,8%), 1978 (90,3%), 1979 (85,1%) - годы с максимальной ледовитостью, 1976 (46,8%), 1984 (48,6%), 1989 (61,9%) - малоледовитые, 1981 (77,8%), 1985 (71,0%), 1988 (71,7%) - среднеледовитые. Это подтверждается и другими авторами [Чернявский, 1973, 1992; Фигуркин, 1997; Шатилина,2001].
Карты ледовитости строились следующим способом. Из 9 кромок льда (подекадно для каждого года) были вычислены средние (Якунин 1979,1987, 1995, 1997). По такой же методике определялись границы битых и серых льдов. Ежедекадные данные о ледовитости, положении кромки и границы серых и битых льдов заимствовались из ежегодных отчетов о ледовых авиаразведках.
При подготовке базы исходных данных поверхность моря разбивалась на квадраты со сторонами, равными одному градусу по широте и долготе. Для выполнения условия глубокого моря (Козлов, 1972) расчетные узлы не выходили за пределы изобаты 100 м. При аппроксимации в расчетах использовались точки с глубиной меньше 100 м. По нашему мнению, это не вызывает больших погрешностей, поскольку под ледяным покровом длина волны не превышала 100 м. Таблица 1 Площадь льда в Охотском море в экстремальные и средние по ледовитости годы
Максимальная ледовитость196719781979 Осредненная 89,4 90,385,1 88,3 Минимальная ледовитость197619841989 Осредненная 46,8 48,6 61,952,4 Средняя ледовитость198119851988 Осредненная 77,8 71,0 71,7 73,5 Средняя многолетняя Ледовитость 70,9 Также в работе (ГОИН, 1979) для расчета течений в поверхностном слое в районах континентального шельфа глубоких морей предлагаются формулы:
В узлы расчетной сетки (центры трапеций) с карты масштаба 1 : 2 000 000 заносились значения глубин.
Средние (за три года) данные об атмосферном давлении для каждого типа ледовитости рассчитывались по картам приземного давления заимствованным из отчетов о ледовых авиаразведках.
Для каждого типа ледовитости на бланковую карту наносились данные гидрологических станций по температуре, солености и плотности, осредненные за годы указанные выше (банк данных ДВНИГМИ, всего 273 станции) (Рис. 3). На свободной ото льда поверхности и в прибрежных областях моря, пробелы заполнялись данными, заимствованными с карт температуры воды на поверхности (архив кафедры океанологии ДВГУ), также осредненной по годам для каждого типа ледовитости.
В 1968 г. Л.П. Якуниным было отмечено, что кромка льда в Охотском море зимой совпадает с изотермой воды минус 1 С, а граница битых льдов совпадает с изотермой - 1,7С (Якунин Л.П., 1968). Позднее (Чернявский, 1992) было показано, что конфигурация области холодных вод зимой с температурой минус 1 С в Охотском море также соответствует очертаниям кромки льда. а) максимальная ледовитость (98станций) б) средняя ледовитость (69 станций) в) минимальная ледовитость (106 станций) Карты температуры воды на поверхности составлены следующим способом. На кромке льда, температура воды принималась равной -1 С, на границе битых льдов равной -1,7 С. По береговым станциям использовались фактические наблюдения по температуре воды, на границе серых льдов она принималась -1,8 С. Затем проводилась интерполяция. Так были сконструированы карты температуры воды на поверхности Охотского моря для февраля.
Соленость воды под ледяным покровом вычислялась с помощью квадратного уравнения, полученного из формулы Гелланд-Ганзена (зависимость температуры замерзания от солености) (Малинин, 1998): Т3 = -0.03- 0.05275 - 0.00004S2 -0.0000004S3
Например при температуре воды -1.8 С соленость равнялась 33.25 %0. В прикромочной зоне битых льдов проводилась интерполяция солености между натурными данными у ледовой кромки и рассчитанными у границы с ледяными полями. Плотность воды на поверхности рассчитывалась по температуре и солености воды. В данной работе рассматривалась карта глубины залегания нижней границы деятельного слоя (Лучин, 1988) (Рис. 4). На рисунке заштрихованная область - зона вентиляции, где конвекция достигает дна. На преобладающей части моря, нижняя граница деятельного слоя расположена на глубине 100-150 м; над глубоководной котловиной южнее линии, соединяющей м. Терпения и о. Онекотан, - на глубине 200-250 м.
Течения Охотского моря на горизонтах 10, 100, 200, 400 м в максимальные, средние и минимальные по ледовитости годы
Североохотоморский шельф отличается от шельфа остальной части Охотского моря значительной шириной (250-300 км).
Основными звеньями циркуляции североохотоморского шельфа является Ямское (Чернявский, 1970) и Северо-Охотское (Леонов, 1960) вдольбереговые течения текущие с северо-востока на юго-запад, Северо-Охотское Противотечение (Чернявский, 1981) - шельфовое течение с запада на восток.
Зимняя циркуляция вод на североохотоморском шельфе отличается от летней. Основная часть различий связана с изменениями пространственной структуры плотности, возникающей за счет холодных высокосоленых плотных вод. Источником аномалии плотности является вытеснение рассола при льдообразовании, а наибольшая интенсивность данного процесса отмечается в районах полыней и разводий (Гладышев, 1998).
Движение вод, формирующее общую циклоническую циркуляцию северной части моря, в феврале нарушается. В годы с максимальной ледовитостью на шельфе наблюдается южное, юго-западное движение вод. Воды северо-западной части шельфа движутся на юг, юго-восток, к впадине Дерюгина, образуя Восточно-Сахалинское течение (ВСТ). В годы со средней ледовитостью воды шельфа от 147 в.д. движутся от берега на юг. В районе 57-58 с.ш. 143-146 в.д. движение вод имеет юго-восточное направление. В точке 58 с.ш., 155 в.д поток вод поворачивает на северо-восток и доходит до горла залива Шелихова (Северная ветвь ЗКТ), дальнейшему его прохождению препятствуют вынос льда и вод из залива. Часть вод северо-западной части движется на юг, образуя ВСТ. В годы с минимальной ледовитостью движение вод имеет юго-западное направление по всему шельфу. Воды северо 103 западной части шельфа движутся на юг, юго-запад, и от 55 с.ш. на юго-восток, образуя ВСТ. Залив Шелихова.
На всех схемах течений Охотского моря, составленных предшественниками, в заливе Шелихова отмечается циклоническая циркуляция вод. Фигуркин (2003) отмечает, что остаточная приливная и ветровая составляющие течений на протяжении всего зимнего периода и независимо от типа зимних условий способствует формированию антициклонической циркуляции вод в заливе Шелихова. Основной причиной возникновения антициклонической циркуляции является наличие высокоплотных вод с температурой, равной точке замерзания и повышенной соленостью, формирующихся при льдообразовании.
Анализируя полученные схемы течений для трех типов ледовитости, можно полагать (расчет течений не выходил за рамки границ 100 м глубины), что в годы с максимальной ледовитостью противотечение североохотоморского шельфа вдоль берега заходит в залив, а затем поток вод разворачивается на юго - восток. Направление потока указывает на антициклоническое движение вод в заливе. Это подтверждается направлением дрейфа льда вдоль берегов Западной Камчатки на юг (Якунин, 1964). Потоки вод Камчатского течения не достаточно сильны, чтобы противостоять выносу льда и вод из залива. Вынос вод из залива наблюдается у Камчатского берега и далее поток опускается к впадине ТИНРО (Shutova, Yakunin, 2005).
В годы со средней и минимальной ледовитостью наблюдается аналогичная картина. Вынос вод из залива направлен к впадине ТИНРО. Восточно-Сахалинское течение Вдоль всего восточного побережья о-ва Сахалин на участке 49-53 с.ш. проходит южное вдольбереговое Восточно-Сахалинское течение (ВСТ) (Леонов, 1960; Морошкин, 1966; Лучин, 1982). Восточно-Сахалинское противотечение (Shigematsu, 1933; Kajiura, 1949; Akiba et al., 1959) - северное течение, которое наблюдается на некотором удалении от свала глубин (Верхунов, 1997).
Наиболее очевидным проявлением ВСТ, является дрейф льда на юг. Характер течения определяется влиянием ветров северо-западных румбов (зимний муссон). Наблюдения за дрейфом льда и долгосрочные инструментальные наблюдения за течениями показывают, что высокая интенсивность ВСТ сохраняется в декабре-марте (максимум скоростей наблюдается в январе-феврале). По данным многомесячных наблюдений, полученным на верхнем шельфе (Budaeva , Makarov, 1999; Кочергин, Рыбалко, Путов, Шевченко, 1999), с окончанием зимнего муссона скорости уменьшались, и в марте в поверхностном слое в 96% случаев доминировала южная дрейфовая составляющая, тогда как в придонной толще отмечалось появление северных направлений потоков (до 15-19%). Ситуации с хорошо просматриваемым южным переносом вод шельфа и его отсутствием и даже северным переносом описывались в работах Будаевой, Макарова, 1980; Пищальника, Архипкина, 1999.
На схемах течений воды северо-западной части моря на широте 56 с.ш., соединяясь с водами центральной части моря, движутся на юг, образуя Восточно-Сахалинское течение. Южнее 53 с.ш. воды по всей акватории моря, исключая поток ЗКТ, движутся на юг, юго-восток, юго-запад, вытекают из моря через проливы Кунаширский, Екатерины, Фриза, Уруп, Буссоль, Дианы в Тихий океан.
