7.1. Общая характеристика режима течений
Динамика вод Баренцева моря вносит определяющий вклад в формирование его физических, химических и биологических полей. Она тесно связана с динамикой морских льдов и процессами перемешивания в море. Сведения о характеристиках течений, как мгновенных, так и осредненных за длительные промежутки времени, необходимы для многих практических приложений — навигации, расчетов переноса загрязняющих веществ, литодинамических исследований и др. В последнее время результаты исследований динамики вод, помимо традиционного использования в промысловой океанологии, приобретают возрастающее значение в связи с развитием морского транспорта и геологических работ на шельфе.
На начальном этапе исследований, наиболее полно отраженном в монографии Н. М. Книповича [175], характер циркуляции вод определялся на основании косвенных данных — по распределению температуры, солености и других гидролого-гидрохимических характеристик. Уже в течение века идет процесс накопления натурного материала наблюдений за параметрами, характеризующими динамику вод моря, причем по мере накопления материалов неоднократно предпринимались попытки создания обобщенных моделей динамики вод и расчетов водного баланса.
Инструментальные наблюдения за течениями до 60-х годов оставались эпизодическими и кратковременными и только в период 60—80-х годов после появления вертушек БПВ и разработки технологии постановки автономных буйковых станций (АБС) было получено порядка 200 длительных серий наблюдений за течениями. При этом основная часть наблюдений сконцентрирована в юго-западной части моря, тогда как северная и восточная части освещены лишь отдельными наблюдениями.
Современная изученность режима течений в значительной степени основывается на применении расчетных методов. По результатам расчетов построены известные схемы приливных и постоянных течений (см. п. 7.2, 7.3), на их основе можно оценить изменчивость течений и выявить наиболее общие закономерности циркуляции вод.
Основными факторами, формирующими систему течений Баренцева моря, являются крупномасштабные процессы в системе океан—атмосфера в Северной Атлантике, изменчивость синоптических условий непосредственно над акваторией Баренцева моря, распространение приливной волны из Атлантики в Баренцево море, изменчивость горизонтальной и вертикальной плотностной структуры морских вод, а также сложная морфометрия дна и береговой линии. Моря Северо-Европейского бассейна, куда входит и Баренцево море, по сути дела являются связующим звеном в водообмене между Атлантическим и Северным Ледовитым океанами.
Взаимодействие перечисленных факторов приводит к значительной пространственно-временной изменчивости векторов течений, затрудяющей интерпретацию натурных данных и их сопоставление с результатами расчетов.
На рис. 7.1 показан типичный для Баренцева моря спектр скоростей течений, приведенный в работе [95] со ссылкой на данные Ю. В. Суставова. В спектре наиболее сильно выражена полусуточная приливная составляющая, после ее исключения доминирующими становятся колебания синоптического масштаба с периодом около 4 сут, что соответствует периоду сгонно-нагонных колебаний уровня (см. п. 6.5). Такой характер изменчивости позволяет достаточно обоснованно выделять составляющие суммарного течения и анализировать их по отдельности. Вместе с тем более долгопериодная изменчивость (сезонная, междугодичная) не может быть выявлена непосредственно по данным наблюдений, продолжительность которых, как правило, не превышает 15 сут. Некоторые выводы о ней можно сделать, располагая данными об изменчивости основных режимообразующих факторов.
Наиболее устойчивым проявлением водообмена между Атлантическим и Северным Ледовитым океанами является поступление атлантических вод в Баренцево море через его западную границу. Дальнейшее их распространение зависит от морфометрии морского дна, атмосферных процессов, обусловливающих изменчивость синоптического масштаба, и термохалинных факторов, определяющих устойчивость циркуляции к короткопериодным внешним воздействиям. Данный процесс протекает на фоне упорядоченных приливных движений, под* чиняющихся астрономической периодичности и обусловленных главным образом приливной волной, распространяющейся с запада на восток моря. На прогрессивное перемещение приливной волны оказывают влияние перепады глубин, ледяной покров и другие факторы, поэтому в ряде районов моря изменчивость приливных течений отличается от полусуточной и имеет довольно сложный характер. Скорости приливных течений, как правило, больше, чем постоянных, поэтому при нештормовых условиях в суммарных течениях обычно преобладает приливной компонент.
Условия формирования непериодических течений Баренцева моря довольно подробно рассмотрены в работах [66, 67, 129]. Здесь лишь констатируем, что непериодический компонент суммарных течений (кроме дрейфовых течений) традиционно определялся на Баренцевом море динамическим методом и представляет собой плотностные течения. Завершающим этапом в использовании динамического метода явились последние работы, выполненные в Мурманском филиале ААНИИ совместно с Мурманским управлением по гидрометеорологии (см. п. 7.3).
Однако в штормовых условиях нестационарный компонент суммарного течения может значительно превзойти квазистационарный фон, существовавший до начала шторма. Воздействие циклонов проявляется в сильной изменчивости течений даже в струях основных потоков, что указывает на необходимость учета синоптических процессов при анализе и прогнозе реальных движений вод независимо от масштаба осреднения. Этот вывод получен также и в работе [165] на основе сопоставления результатов численного моделирования динамики верхнего слоя моря, выполненного в одном случае по осредненному полю атмосферного давления, а в другом — по фактической последовательности синоптических карт.
Сезонная изменчивость системы течений определяется годовым ходом атмосферных и ледово-гидрологических процессов. К осени интенсивность циркуляции вод достигает годового максимума, что связано с увеличением притока атлантических вод в Баренцевом море и циклогенезом над ним. В этот период разрушается сезонный термоклин, и скорости течений выравниваются по вертикали до глубины порядка 200 м. В весенний период вертикальные градиенты скорости начинают расти, достигая максимальных значений к концу лета при наибольшем прогреве вод и ослаблении атмосферной циркуляции.
Количественные характеристики режима течений (как правило, в виде средних многолетних или преобладающих значений скорости и направлений) приведены в ряде справочных пособий [19, 65— 67]. В целом они отвечают потребности обеспечения судовождения и других видов хозяйственной деятельности. Однако в последние годы требования к информации о течениях значительно повысились в связи с задачами морской нефтегазодобычи и предотвращения загрязнения моря. Возникла необходимость в оценках максимальных скоростей течений, в том числе в придонном слое моря, а также в вероятностных расчетах траекторий переноса загрязняющих веществ. Ввиду недостатка натурных данных полное описание режима течений, особенно С учетом штормовых условий, можно получить только на основе численного моделирования. Работа в этом направлении в последние годы ведется достаточно интенсивно [96, 409].
7.2. Приливные течения
Приливные течения являются одной из главных черт динамики вод Баренцева моря. Их скорости и направления следуют той же периодичности, что и приливные колебания уровня.
На рис. 7.2 приводится схема расчетных полусуточных приливных течений в навигационном слое Баренцева моря при средней величине прилива, разработанная в последние годы авторским коллективом в составе Ю. В. Суставова, Г. П. Каминского, В. А. Потанина, В. И. Турчанинова, С. П. Савельевой, Т. А. Эрштадт. Она наглядно иллюстрирует направление и скорости перемещения приливных и отливных потоков. На схеме выделяются четыре условные зоны приливных течений (пронумерованы римскими цифрами): в зоне I генеральные перемещения вод в проливе м. Нордкап — о. Медвежий происходят в направлении северо-восток—юго-запад, что отражает вхождение приливной волны в Баренцево море с запада на приливе и вынос вод в обратном направлении на отливе. Севернее, в проливе о. Медвежий—м. Серкаппе, генеральный перенос вод на приливе-отливе имеет более меридиональный характер (с северо-северо-запада на юго-юго-восток и обратно). В зоне II, охватывающей северную часть Баренцева моря, генеральное перемещение вод на приливе-отливе происходит с востока-юго-востока на запад-северо-запад и обратно. В зоне III, охватывающей центральную и частично южную часть моря, генеральное перемещение вод на стадии прилива происходит от востока-северо-востока на севере с поворотном против часовой стрелки до юго-восточного направления в южной части, а на отливе — наоборот. В зоне IV, относящейся к юго-востоку Баренцева моря, генеральное перемещение вод на фазе, относящейся к приливу в зонах I и III, происходит с юго-востока на северо-запад, а иа фазе отлива в упомянутых зонах — наоборот. Таким образом, явление прилива в юго-восточной части моря происходит в противофазе по отношению к большей части Баренцева- моря
Расчетные скорости приливных течений при средней величине прилива в Баренцевом море могут достигать в открытой части моря 0,2—0,4 уз, в Воронке Белого моря— 1,2—1,3 уз, на юго-востоке — 0,6—0,8 уз, на западной границе моря — 0,6—1,0 уз.
Однако схема на рис. 7.2 отражает лишь общие черты проявления приливных течений на Баренцевом море. Реальный же процесс формирования прилива и отлива и возникающих при этом прилив ных течений более сложен и представлен на рис. 7.3—7.4 с часовой дискретностью. На этих схемах, использовано время приливо-отливного цикла в Екатерининской Гавани — основном уровенном пункте на Баренцевом море. Продолжительность приливо-отливного цикла разделена на двенадцать частей, что соответствует общепринятому в океанологии понятию «водного часа». Фаза прилива пронумерована водными часами от —V (начало прилива в Екатерининской Гавани) до 0 (момент полной воды в Екатерининской Гавани ±1/2 водного часа от этого момента), фаза отлива — от ±1 (начало отлива) до ±V I 1/4 (момент малой воды). По принятым представлениям продолжительность всех водных часов равна 1 ч обычного времени, тогда как продолжительность водного часа ±VI 1/4 несколько больше, поскольку общая продолжительность приливо-отливного цикла при полусуточном типе прилива в среднем равна 12 ч 25 мин.
Другая Шкала на этих схемах сбответствует номерам лунных часов, связанных с кульминацией Луны на меридиане Гринвича. Принцип организации этой шкалы идентичен шкале водного времени: 0-й лунный час относится к моменту кульминации Луны ±1/2 лунного часа; продолжительность всех лунных часов равна 1 ч обычного времени, а лунный час ±VI 1/4 — несколько больше, так как лунный цикл больше 12 ч.
Приливные течения на фоне прилива в Баренцевом море выражены несколькими зонами, границами между которыми служат линии раздела конвергирующих или дивергирующих потоков. В целом приливная ситуация может быть охарактеризована наличием конвергенции потоков в западной части моря и на юго-востоке, а дивергенции — в центральной и северо-западной частях. Динамика перемещения границ раздела между зонами на фазе прилива (см. рис. 7.3) сводится к тому, что за 6 ч происходит замена линий раздела с дивергирующими потоками на конвергирующие (и наоборот). Поэтому к моменту полной воды в Екатерининской Гавани (0-й водный час) конвергенция потоков наблюдается в центральной части моря, а дивергенция — на юго-востоке и крайнем севере.
На фазе отлива в Баренцевом море процесс повторяется в том же порядке: возникшая в +1 водный час линия дивергирующих потоков на западе моря постепенно смещается к востоку и северу и замещает линию конвергирующих потоков, в свою очередь смещающуюся к северу. В момент малой воды (водный час ±VI 1/4) дивергирующие потоки занимают центральную часть моря, тогда как конвергирующие— юго-восток и крайний север.
В лунном времени фаза прилива выглядит так:
прилив начинается за час или во время кульминации Луны на меридиане Гринвича и продолжается до ±IV лунного часа. В остальные лунные часы происходит отлив.
Помимо полусуточных приливных течений существуют и другие их разновидности, определяемые характером приливов (рис. 7.5). На схеме показаны значения коэффициента
При Кпр<0.5 приливные течения относят к полуполусуточным. Из схемы следует, что правильное полусуточное течение наблюдается в относительно незначительном районе в южной части Баренцева моря, тогда как на большей части акватории моря преобладают приливные течения смешанного типа, а именно — неправильные полусуточные. В неправильных полусуточных приливах в какой-то мере выражено влияние суточной составляющей течений, однако по выполненным нами оценкам скорости суточной составляющей приливных течений на Баренцевом море незначительны. Тем не менее рекомендуется учет их влияния. Таким образом, в практическом смысле приливные течения на Баренцевом море обычно представляют собой сумму полусуточной и суточной составляющей.
Изменения направления приливных течений в приливном цикле в большинстве случаев происходят по часовой стрелке. Отступления от этого общего правила наблюдаются обычно в районах перепада глубин. Приливные течения захватывают всю толщу вод Баренцева моря. Скорости течений с глубиной, как правило, постепенно уменьшаются, особенно в тех районах, где на поверхности они значительны. Однако на глубинах 20—50 м в слое скачка плотности при ярко выраженном сезонном термоклине скорости приливных течений, наоборот, увеличиваются.
Наибольшие скорости приливных течений наблюдаются в период сизигий, наименьшие — в квадратуры. Направления течений от квадратуры к сизигии почти не меняются или меняются очень незначительно. В западной половине моря скорости приливных течений в периоды сизигий, как правило, больше квадратурных вдвое, а на юго-востоке— от полутора до двух с половиной раз.
Однако влияние суточной составляющей в приливных течениях (а в прибрежных районах — мелководной составляющей) в ряде случаев приводит к тому, что скорости в квадратурные периоды могут оказаться больше сизигийных.
7.3. Непериодические и суммарные течения
Выделение непериодической составляющей суммарного течения в самостоятельную категорию движений вод оправдано тем, что именно непериодические течения приводят к результирующему переносу водных масс. Дальнейшее подразделение непериодических течений проводится обычно с учетом вызывающих их сил (дрейфовые, плотностные, стоковые) или в зависимости от временной изменчивости (квазипостоянные, течения синоптического масштаба). Для Баренцева моря наибольшее значение имеют устойчивые течения, тесно связанные с водообменом на его границах, которые принято называть постоянными, а также дрейфовые течения синоптического масштаба, развивающиеся под воздействием полей ветра при прохождении барических образований над Баренцевым морем.
Наиболее ранние представления о системе постоянных течений Баренцева моря сложились еще в прошлом столетии и получили дальнейшее развитие в работах Н. М. Книповича, Ф. Нансена, В. Ю. Визе, В. А. Березкина, А. В. Соколова и других исследователей. Детализированные схемы течений на информационной базе, наиболее близкой к современной, получены А. И. Танцюрой [351, 352] и В. П. Новицким [262]. Обобщенным результатом всех этих работ является карта, подготовленная ПИНРО в 1961 г., и до сих пор остающаяся наиболее широко используемым прикладным пособием по течениям Баренцева моря (рис. 7.6).
На приливных морях параметры непериодических течений, как компоненты суммарных течений, могут быть определены либо фильтрацией наблюденных суммарных течений, либо получены расчетным путем. Поэтому постоянные течения на Баренцевом море определялись обычно расчетным путем с использованием динамического метода, предполагающего полное согласование поля течений с полем плотности выше условно заданной нулевой поверхности, на которой постоянная составляющая отсутствует. Таким образом, квазипостоянная циркуляция Баренцева моря представлена плотностными течениями. При этом возможны два подхода: осреднение векторов постоянных течений, полученных по материалам отдельных океанографических съемок, либо расчет циркуляции по средним многолетним данным о температуре и солености. В первом случае на результатах расчетов сказывается нестационарность реальных полей гидрометеорологических элементов и наличие у них приливной изменчивости; во втором более объективно выделяются осредненные потоки, но занижаются скорости течений вследствие сглаживания градиентов гидрологических характеристик и нелинейности уравнения состояния морской воды.
Более полный массив гидрологических данных по сравнению с предыдущими исследованиями использован при расчетах схем течений динамическим методом, выполненных в последние годы в МФ ААНИИ и Мурманскгидромете. Результаты этих расчетов опубликованы в «Атласе океанов» [19] (для поверхности и горизонта 100 м) и справочнике [66] (для навигационного слоя и горизонтов 25, 50, 100 м). На рис. 7.7 приводится схема течений в навигационном слое, на которой хорошо выражены практически все поверхностные течения, ранее установленные разными авторами. В их число входят холодные течения, направленные из Арктического бассейна или Карского моря; прибрежное течение Земли Франца-Иосифа (У), течения Баренна или Восточно-Шпицбергенское (2), Зюйдкапское (5), Медвежинское (4), течение «Персея» или Юго-западное (5), Центральное (б), Литке (7). Показанные на схеме теплые течения входят в систему Северо-Атлантического течения на разных стадиях его разветвления: Южно-Шпицбергенское (8), Нордкапское (9) с ветвями северной (10), центральной (11) и южной (12), Мурманское (13), Мурманское прибрежное (14), Канинское (15), Кодгуево-Печорское (16), Новоземельское (17). Дальнейшее ветвление Новоземельского течения выражено на схеме слабо. Особую группу составляют Беломорское (18) и Печорское (19) стоковые течения. Оба они отличаются пониженной соленостью.
На глубинных горизонтах от 25 до 100 м направления течений, рассчитанных по динамическому методу, изменяются мало, а скорости уменьшаются с глубиной до 1—4 см/с по сравнению с 2—15 м/с. на поверхности.
Расчеты постоянных течений Баренцева моря проводились также по диагностической модели В. А. Буркова [46] с использованием программы, разработанной в ДАНИИ В. К. Павловым и Ю. И. Кулаковым. В результате получены серии ежемесячных карт постоянных течений по горизонтам для всей акватории моря (готовится к изданию) и для его юго-восточной части за безледный период с мая по ноябрь [67]. Рассчитанные по этому методу схемы течений на горизонтах от 0 до 150 м сходны с представленными на рис. 7.6, 7.7, но скорости течений в данном случае меньше, так как расчеты проводились по средним многолетним полям гидрологических элементов. На горизонте 200 м циклоническая циркуляция в центре моря сменяется кнтициклонической, а на юго-западной границе установлен вынос вод из Баренцева моря.
Схемы постоянных течений, полученные разными методами, не поддаются прямому сопоставлению с натурными данными, поскольку в суммарном течении постоянная составляющая, как правило, в несколько раз меньше приливной, а при сильных ветрах — и дрейфовой. При скоростях постоянных течений менее 10 см/с достоверные сведения о них нельзя получить даже по длительным сериям наблюдений (ввиду ограниченной точности измерений и погрешностей фильтрации приливной составляющей). Значительная внутригодовая и межгодовая изменчивость ледово-гидрологических условий, подвижность фронтальных зон, неустойчивость направлений постоянных течений [286] свидетельствуют о том, что реальная циркуляция вод может намного отличаться от осредненной расчетной.
Другая непериодическая составляющая суммарного течения обычно отождествляется с ветром или дрейфовым течением. Сведения о дрейфовых течениях, как правило, получают расчетным путем ввиду малочисленности специализированных длительных наблюдений и отсутствия прямого соответствия между векторами течения и ветра в точке наблюдений. Для оценки дрейфовых течений в поверхностных слоях открытых районов морей допускается использование ветровых коэффициентов [304], к которым сводится теория установившихся течений Экмана при условии постоянства коэффициента вертикального турбулентного обмена. Однако в реальных условиях дрейфовые течения даже в первом приближении нельзя считать установившимися. Изменчивость полей ветра приводит к тому, что поле течений перестраивается под атмосферным воздействием с некоторым запозданием, а после ослабления ветра некоторое время сохраняется инерционное течение. Кроме того, в верхнем слое моря наряду с непосредственным влекущим действием ветра имеет место перемещение воды, обусловленное незамкнутостью орбит водных частиц при волновых колебаниях. Скорость волнового течения зависит от высоты волн, которая, в свою очередь, определяется скоростью, разгоном и временем действия ветра. И, наконец, в период существования сезонного термоклина коэффициент турбулентного обмена становится переменным, что тоже должно сказываться на ветровом коэффициенте.
Разработан ряд численных методов расчета циркуляции вод в шельфовых морях [304], в том числе и непосредственно для Баренцева моря (двумерная модель на основе уравнений мелкой воды, позволяющая получать осредненные по вертикали характеристики течений). Примеры расчетов по этой модели рассмотрены в гл. 6 (см. рис. 6.14, 6.13). Скорость течений, вызванных прохождением глубоких циклонов, достигает 40—50 см/с в центральной части моря и 60—70 см/с в относительно мелководной юго-восточной части. Результаты таких расчетов представляют интерес для диагноза и краткосрочного прогноза течений, но для режимных обобщений они недостаточны, так как разнообразие синоптических ситуаций приводит к значительной пространственно-временной изменчивости полей течений.
Некоторые оценки ветровых течений были получены с использованием эмпирических методов. Один из них, разработанный в Гидрометцентре СССР, основывается, по аналогии с расчетами ветрового волнения, на учете скорости, разгона и времени действия ветра [190]. Рассчитанные с его использованием скорости ветровых течений при типовых синоптических ситуациях, вызывающих штормовые условия в Баренцевом море (ветер более 15 м/с, высота волн более \4 м), достигают 40—50 см/с. Поля ветра при этом снимались с типовых карт пособия [321].
Для периода наибольшего развития сезонного термоклина (август—сентябрь) расчеты ветровых течений были выполнены на основе результатов численного моделирования пограничных слоев моря и атмосферы (доведанных в работе [348] до простой расчетной номограммы). В этом случае поля течений также строились для типовых синоптических положений, но с использованием более ранней и более схематичной типизации [18]. Максимальные скорости течений (примерно при тех же скоростях ветра, что и в предыдущем случае — 15—20 м/с) оказались несколько ниже — 35—45 см/с.
Типовые поля ветровых течений здесь не приводятся, так как они почти однозначно связаны с исходными полями приземного давления и получены без учета нестационарности атмосферных процессов, что ограничивает практическую ценность таких расчетов. При стационарных условиях направление течения в поверхностном слое моря почти совпадает с направлением градиентного ветра, так как отклонение вектора течения от ветра противоположно по знаку отклонения ветра от изобары. Ветровой коэффициент в открытых районах моря изменяется в широких пределах (0,012—0,031).
Оценки скоростей ветровых течений в прибрежной зоне также могут быть получены с использованием ветровых коэффициентов, которые приводятся в пособии [316] отдельно для глубоководных и мелководных районов (в первом' случае, помимо скорости и направления ветра, учитывается расстояние от берега, во втором — глубина моря). На внешней границе глубоководного района, за которую принимается расстояние 40 км от берега, ветровые коэффициенты изменяются от 0,010 до 0,0 1 2 . В мелководных районах, ограниченных изобатой 40 м, размах изменений значительно больше — от 0,009 до 0,026 в зависимости от азимута ветра по отношению к береговой линии. Однако ветровые коэффициенты могут использоваться только для открытых участков побережий, вдали от островов, мысов и банок. При сложной морфометрии дна обоснованные сведения о режиме течений можно получить только по натурным данным.
Разнообразие сочетаний периодической и непериодических составляющих приводит к изменчивости суммарных течений, которые достигают максимальных скоростей при совпадении направлений ветрового, сизигийного приливного течения и квазистационарной составляющей. Для некоторых прикладных целей, наиболее важной из которых является проектирование стационарных шельфовых сооружений, требуются данные о максимальных скоростях суммарных течений на поверхностном, придонном и промежуточных горизонтах, возможных 1 раз в заданное число лет. Очевидно, что при современном состоянии изученности динамики вод достоверность таких расчетов не может быть высокой, но любые оценки верхнего предела скорости суммарного течения представляют несомненный интерес.
Постоянные течение исключаются из вероятностных оценок по своему определению. Как показано выше, их скорости невелики, и последующие уточнения схемы постоянных течений Баренцева моря, по-видимому, мало скажутся на расчетных максимумах. Приливные течения подчиняются астрономической периодичности, их изменчивость определяется в основном неравенствами приливов. Поэтому вероятностные оценки практически могут относиться только к дрейфовой составляющей суммарного течения.
Не располагая материалами наблюдений или расчетов, позволяющих получить функции распределения скоростей течений и экстраполировать их в область малых обеспеченностей, мы можем оценить скорости течений редкой повторяемости только по данным о скоростях ветра, возможных 1 раз в заданное число лет. Такие сведения содержатся в части I данного выпуска (п. 3.4). Если допустить постоянство ветровых коэффициентов, характеризующих некоторые осредненные условия, складывающиеся из конкретных синоптических ситуаций, то между максимальными скоростями ветра и дрейфовых течений устанавливается однозначное соответствие.
Пространственная изменчивость режима ветра на Баренцевом море сравнительно невелика, и только его юго-восточная часть отличается несколько меньшими скоростями ветра. С учетом этого в табл. 7.1 приведены оценки максимальных скоростей дрейфовых течений для западных и центральных районов (репрезентативных для моря в целом) и отдельно для юго-восточной части.
Разумеется, данные табл. 7.1 являются очень приближенными, но их можно считать приемлемой верхней оценкой реальной изменчивости скорости. Применение более строгих расчетных методов не может дать ощутимого выигрыша из-за отсутствия исходных данных, обеспечивающих расчет течений заданной повторяемости (вероятностных характеристик полей ветра в глубоких циклонах).
Данные наблюдений за течениями на многосуточных станциях (как уже отмечалось, недостаточные для непосредственных режимных обобщений) в целом подтверждают рассмотренные выше общие закономерности и количественные оценки. Для южной части моря, на которую приходится наибольшее число наблюдений, характерны средние скорости суммарных течений от 10 до 30 см/с, а максимальные в приливном цикле за время выполнения станции— до 50—70 см/с, причем эти максимумы часто отмечались при нештормовом ветре (8 — 12 м/с). Вертикальная структура течений не отличается сложностью. Часто наблюдается слабое затухание течения с глубиной (на горизонтах 150—200 м скорость составляет 60—80 % от поверхностной), и лишь в отдельных случаях, которые можно объяснить наличием сезонного термоклина, скорость между горизонтами 20 и 50 м уменьшается более, чем наполовину. Направление суммарного течения от поверхности до дна обычно изменяется в пределах сектора,не превышающего 60°, причем изменения направления не всегда постоянны по знаку. Это свидетельствует о преобладающем вкладе приливной составляющей, при которой движение во всей толще вод близко к однонаправленному, и вертикальные градиенты скорости невелики.
7.4. Оценки водообмена в проливах и на границах моря
Баренцево море на большом протяжении ограничено условными линиями, не совпадающими с естественными физико-географическими границами, поэтому оценки водообмена следует относить не ко всей его водной массе, а к определенным сечениям или створам. Для формирования гидрологического режима моря наиболее важен водообмен на его западной границе, где результирующий перенос постоянно направлен из Норвежского моря в Баренцево и приводит к образованию атлантической водной массы, существенно отличающейся от собственно баренцевоморских вод. На севере и северо-востоке моря направленность водообмена выражена менее отчетливо, и контраст между баренцевоморскими и океаническими водами значительно слабее (если не принимать во внимание поступление глубинных вод атлантического происхождения из Арктического бассейна). Водообмен с Белым морем и через новоземельские проливы во много раз меньше, чем на других границах, но в масштабах юго-восточной части Баренцева моря заметно сказывается на гидрологических условиях, особенно в безледный период.
Другие составляющие водного баланса не выходят за пределы точности оценок водообмена и определения объема моря (см. раздел «Физико-географическая характеристика»). Суммарный речной сток в Баренцево и Белое моря в пересчете на площадь их поверхности составляет 318 мм слоя, а разность между осадками и испарением — 79 мм [155]. Как показано в гл. 9, результирующий ледообмен Баренцева моря (исключая площадь Белого моря) дает в пересчете на объем воды значение того же порядка — 134 км3 или 95 мм слоя
Количественные оценки водообмена на западной границе и некоторых других сечениях моря ранее были получены В. К. Агеноровым [6 ], В. П. Новицким [262], Н. С. Ураловым [372], Б. П. Кудло [194], В. Н. Морецким и С. И. Степановым [255] и другими авторами. Водообмен с Белым морем рассматривался В. М. Альтшулером и др. [ 12]. Сводка данных о водообмене через новоземельские проливы содержится в отчете ААНИИ (авт. Туранов И. М., рук. Никифоров Е. Г., 1963). Расчеты водообмена на границах моря с использованием многолетних данных океанографических наблюдений на разрезах были выполнены также В. А. Потаниным и др. [129, 286].
Как следует из сопоставления указанных источников, наиболее достоверно устанавливается результирующий водообмен между Баренцевым и Белым морями, составляющий около 230 км3/год, что соответствует пресноводному балансу Белого моря. Вместе с тем оценки приходной и расходной составляющих водного баланса Белого моря у разных авторов не совпадают. Так, по данным работы [ п п . поступление воды из Баренцева моря в Белое оценивается примерно в 2200 к м 3/ год , а в обратном направлении — в 2000 км3/год, тогда как по данным работы [ 12] — соответственно 5600 и 5400 км3/год.
Значения результирующего водообмена на западной границе моря, рассчитанные с использованием динамического метода, составляют, по разным источникам, от 49 до 74 тыс. км3/год (в ряде случаев они относятся только к створу м. Нордкап— о. Медвежий, на который приходится основной приток атлантических вод, тогда как данные о водообмене между о. Медвежий и Шпицбергеном противоречивы [129]). По расчетам В. Н. Морецкого и С. И. Степанова [2551, которые получили низшую из указанных оценок, сезонная изменчивость водообмена выражена слабо (средние месячные значения в феврале—июле составляют около 3.5 тыс. км3, в августе—январе — около 4,5 тыс. км3) , а межгодовая довольно значительна (за 1946— 1968 гг. расходы изменялись от 23,2 тыс. км3 в 1948 г. до 72,6 тыс. км3 в 1959 г.).
Б. П. Кудло [194] выполнил расчеты водообмена непосредственно по данным измерений течений (изменчивость которых не рассматривалась), получив при этом сложную структуру потоков на граничном разрезе, складывающуюся из нескольких струй противоположных направлений. Отсюда следует, что результирующий перенос может представлять собой малую разность больших величин. Это подтверждается и прямым сопоставлением фактической скорости суммарных течений со средней скоростью результирующего переноса на разрезе м. Нордкап—о. Медвежий, не превышающей 1.5 см/с (см. данные о площадях разрезов в разделе «Физико-географическая характеристика»). Поэтому не исключено, что водообмен, полученный при непрерывном прослеживании течений на граничных разрезах, оказался бы значительно больше, чем рассчитанный по динамическому методу.
Сведения о водообмене в юго-восточных проливах Баренцева моря, полученные непосредственно по результатам измерений течений (ДАНИИ, 1963), подтверждают, что интенсивность водообмена в этом случае оказывается довольно значительной. На западном створе Карских Ворот годовой сток из Баренцева моря в Карское составляет около 20 тыс. км3/год. На проливы Югорский Шар и Маточкин Шар, площади сечений которых на 1—2 порядка меньше, приходится соответственно 350 км3 и 40 км3 годового стока в том же направлении.
Наименее достоверны количественные оценки водообмена на северной и северо-восточной границах моря. Так, В. П. Новицким [262] получены очень небольшие значения приходной и расходной составляющих в слое 0—200 м на разрезах м. Желания—о. Сальм и о. Виктория—о. Земля Александры (от 0,6 до 1,15 км3/ч или 5—10 тыс. км3/год).
Как следует из рассмотренных нами оценок, при объеме моря около 300 тыс. км3 период обновления его вод составляет около 5 лет. Однако применительно к Баренцеву морю такой расчет очень условен. Хотя многие выводы о средних многолетних и текущих гидрологических условиях моря основываются на представлении об упорядоченных движениях водных масс, реальные траектории водных частиц, вовлеченных в горизонтальные и вертикальные движения разных масштабов, значительно сложнее. Синоптическая и долгопериодная изменчивость течений приводит к тому, что скорость, обновления вод в разных районах моря и в разные периоды времени может значительно отличаться от средней.