При районировании океанов и морей по характеристикам гидрологического режима необходимо учитывать как устойчивость основных режимообразующих факторов (морфометрии, радиационного баланса, годового речного стока и др.), так и подвижность водной среды, которая приводит к переносу ее свойств и смешению вод, образовавшихся в разных районах. Наиболее обобщенным показателем гидрологического режима является понятие водной массы — большого объема воды, формирующегося в определенном районе океана и сохраняющего свои свойства за пределами области формирования. Водным массам присуща сравнительная однородность гидрологических и гидрохимических условий. Границами водных масс в горизонтальной плоскости являются гидрологические фронты — зоны повышенных градиентов всех или некоторых гидролого-гидрохимических характеристик. Выделение водных масс по вертикали проводится с учетом плотностной стратификации, их границами в этом случае являются слои скачка плотности.
Баренцево море отличается свободным водообменом со всеми окружающими бассейнами и отсутствием подводного порога, поэтому границы его водных масс нигде не совпадают с географической границей моря. В понижениях рельефа дна (Центральной впадине, Новоземельском желобе) горизонтальный водообмен затруднен, но не настолько, чтобы привести к образованию обособленных придонных водных масс. Поэтому градиенты гидрологических характеристик лишь в небольшой степени зависят от морфометрии дна. В основном они определяются, с одной стороны, контрастом условий между западной, северной и юго-восточной частями моря, а с другой — интенсивностью горизонтального и вертикального перемешивания.
Классификация и описание водных масс Баренцева моря проводились многими авторами, начиная с Н. М. Книповича. Расширение информационной базы и совершенствование методов выделения водных масс (анализ градиентов гидрологических характеристик, построение T, S-кривых, изопикнический анализ) отражены в работах В. К. Агенорова [7], В. Т. Тимофеева [364], В. П. Новицкого [261] и др. Наиболее полная характеристика водных масс южной части Баренцева моря получена Л. К. Цехоцкой [129] с использованием метода разложения океанологических полей по естественным ортогональным функциям. В этой работе при выделении водных масс рассматривались четыре характеристики: температура, соленость, содержание кислорода и фосфатов. Получены схемы распределения водных масс по горизонтам в зимний и летний сезоны.
В работах И. П. Карповой и А. В. Родина [167] наряду с классификацией водных масс рассмотрено положение их границ в различные по тепловому состоянию годы. Этот подход позволяет более объективно по сравнению с анализом многолетних рядов наблюдений на разрезах выявить межгодовую изменчивость гидрологического режима. Для систематического прослеживания состояния и границ водных масс необходимо проводить квазисинхронные съемки всей акватории моря в периоды наименьшей изменчивости его теплового состояния.
Результаты всех указанных работ в целом соответствуют наиболее простой классификации водных масс Баренцева моря, приведенной в монографии А. Д.-Добровольского и Б. С. Залогина [111]. Выделены следующие четыре водные массы (совпадающие с перечнем В. Т. Тимофеева [364]):
1) атлантические воды с повышенной температурой и соленостью, поступающие с запада в виде поверхностных течений и приходящие на глубинах с севера и северо-востока из Арктического бассейна;
2) арктические воды с отрицательной температурой и пониженной соленостью, входящие как поверхностные течения с севера;
3) прибрежные воды со значительной амплитудой годового хода температуры и низкой соленостью, формирующиеся под действием материкового стока и опресненных прибрежных течений;
4) баренцевоморские воды с низкой температурой и высокой соленостью, образованные в пределах моря в результате перемешивания водных масс, приходящих извне, и их трансформации под влиянием местных условий.
Увязывая эту схему с конкретной информацией о средних многолетних или текущих гидрометеорологических условиях, необходимо иметь в виду, что изученность перечисленных водных масс, включая их сезонную изменчивость, очень неравномерна. Водные массы Баренцева моря следует рассматривать в тесной связи с водообменом в его проливах и на граничных сечениях. Между тем все имеющиеся сведения о водообмене (см. гл. 7) свидетельствуют о том, что сколько-нибудь обоснованные климатические оценки получены только для западной границы моря (причем даже в этом случае не путем непосредственных измерений течений, а с использованием косвенных методов). В отношении северной и северо-восточной границы нет уверенности даже в знаке результирующего среднего годового переноса вод по слоям, поэтому поступление поверхностных арктических и глубинных атлантических вод можно оценить только ориентировочно.
Свойства водных масс Баренцева моря и условия их формирования в определенной мере уже были рассмотрены при описании режима температуры воды, солености, плотности, а также процессов перемешивания в море (гл. 3, 4). Здесь мы дадим их краткую характеристику на основе упомянутых выше литературных источников и по результатам статистической обработки массива данных океанографических наблюдений за 1936—1981 гг. При этом будут указываться наиболее характерные значения температуры и солености или диапазоны их изменения. На рис. 5.1 схематически показаны границы водных масс на горизонтах 0, 50 и 200 м в январе и июле. Несовпадение этих границ со средним положением фронтальной зоны объясняется тем, что при многолетнем осреднении сглаживаются градиенты гидрологических характеристик, расширяются зоны трансформации вод вследствие изменчивости течений и образования синоптических вихрей.
Наиболее однозначно выделяется атлантическая водная масса. Она сохраняется в юго-западной части моря от поверхности до дна в течение всего года, отличается наименьшей изменчивостью солености поверхностного слоя и повышенной температурой по сравнению с другими районами моря на всех горизонтах и во все сезоны, кроме летнего (когда температура поверхностного слоя на юго-западе и юго-востоке выравнивается). Для атлантических вод характерны соленость 34,5—35 %о, температура поверхностного слоя от 3—5°С зимой до 8—10 °С летом. С глубиной, температура понижается, но в течение всего года остается положительной на всех горизонтах и не ниже 3 °С по меньшей мере до горизонта 200 м. Л. К. Цехоцкая выделяет, наряду с основной водной массой, трансформированные атлантические воды с более низкой температурой (1—3°С в поверхностном слое), располагающиеся зимой к востоку от Кольского разреза (по 33° 30 в. д.). Действительно, в районе Кольского разреза климатический градиент температуры несколько повышен, но дальше к востоку температура поверхностного слоя выравнивается, и атлантическая водная масса почти не отличается от окружающих ее баренцевоморских вод. Более заметны контрасты температуры на горизонте 200 м, где к северу от Канино-Колгуевского мелководья до конца зимы отмечаются положительные значения (1°С), тогда как в районе Центральной впадины температура опускается до отрицательной.
По имеющимся океанографическим данным присутствие атлантических вод, поступающих с запада, можно установить только до 75° с. ш.
На картах средней месячной температуры граница атлантических вод отчетливо выражена на западе моря, но очень размыта на востоке. Поданным текущих судовых и авиационных съемок она хорошо прослеживается во всех районах, что позволяет в первом приближении судить о пространственном распределении теплых и холодных течений. Дополнительным показателем распространения атлантических вод является максимальное продвижение кромки льда к концу зимы.
Если в Норвежском море атлантические воды располагаются от поверхности до глубины около 500 м, то в Арктическом бассейне они являются подповерхностной водной массой, претерпевающей медленную трансформацию по мере ее распространения на восток. На северной границе баренцевоморского шельфа максимальная температура атлантических вод, составляющая 1,5°, отмечается на глубинах от 100 до 200 м [324]. Немногочисленные данные океанографических наблюдений подтверждают, что к северу от 78° с. ш. в Баренцево море поступают на этих глубинах атлантические воды, причем над ними (50—100 м) располагается холодный промежуточный слой с отрицательной температурой. Плотностная устойчивость в данном случае обеспечивается пониженной соленостью поверхностного слоя (см. пример Г, S-диаграммы на рис. 5.2).
Арктические воды, в отличие от атлантических, очень слабо прослеживаются по полям гидрологических характеристик, которые к тому же получены по небольшому числу наблюдений, выполненных в безледный период. Они являются частью поверхностной водной массы Арктического бассейна, которая к северу от Шпицбергена и Земли ФранцаИосифа образуется в результате конвекции, достигающей глубины 50—70 м [324]. Границу арктических вод нельзя установить по распределению температуры воды, так как зимой она в северной половине моря повсеместно выравнивается, а летом определяется в основном радиационными условиями, и ее распределение близко к широтному. В течение всего года арктические воды отличаются от баренцевоморских несколько пониженной соленостью (соответственно 33—34 и 34,0—34,5 ‰), но в летние месяцы это различие маскируется дополнительным распреснением вследствие таяния льда. Тем не менее из-за отсутствия данных о зимнем гидрологическом режиме, границу арктических вод можно приближенно определить только для летних месяцев (рис. 5.1). К концу лета их температура обычно не превышает 1 °С на поверхности моря, ниже залегает холодный промежуточный слой (рис. 5.2), а на горизонте 50 м в северной части моря уже отсутствуют какие-либо контрасты температуры и солености.
Прибрежные воды Баренцева моря даже при упрощенной классификации нельзя рассматривать без дальнейшего подразделения, так как они отличаются хорошо выраженными региональными особенностями и наибольшей по сравнению с другими водными массами сезонной изменчивостью. Их общим свойством является пониженная соленость, обусловленная в одних случаях речным стоком, а в других — водообменом с Белым и Карским морями. В прибрежных районах выделяются четыре водные массы — мурманская, беломорская, печорская и новоземельская.
В мурманской водной массе понижение солености обусловлено только речным стоком. Реки Скандинавского полуострова, несмотря на малую площадь водосбора, дают значительный объем стока в течение всего года, поэтому с Мурманским течением на западную границу моря зимой и летом приходят воды с соленостью 34,3—34,5 ‰. Вдоль побережья Кольского полуострова основной объем стока поступает с паводком, но изменение солености в течение года и здесь не превышает 0,3 ‰. Понижение солености ограничено поверхностным слоем (не глубже 50 м). В целом выделение этой водной массы оправдано лишь постольку, поскольку она граничит с очень однородными по солености атлантическими водами.
В результате водообмена с Белым морем в юговосточную часть Баренцева моря поступает большое количество воды, подвергшейся сильному приливному перемешиванию в слое 0—40 м (до глубины подводного порога Белого моря). Соленость беломорских вод изменяется в годовом ходе от 33— 34 ‰ зимой и весной до 31—32 %о летом и осенью, их температура в летние месяцы понижена по сравнению с окружающими водными массами. Объем воды, вытекающей из Белого моря, составляет около 2200 км3/год [111], что сопоставимо с объемом юго-восточной части Баренцева моря до изобаты 50 м. К северу от п-ова Канин беломорские воды хорошо прослеживаются по полю изогалин, ширина их потока зимой и весной не превышает 50 км, летом увеличивается до 100—150 км. Далее к востоку градиенты солености становятся меньше, и граница между баренцевоморскими и беломорскими водами выражена слабее.
Паводковый сток р. Печоры (около 85 км3 за май—июль) приводит к формированию в Печорской губе и на крайнем юго-востоке Баренцева моря самостоятельной водной массы, отличающейся максимальной для .всего моря пространственной изменчивостью солености (от 0 до 30 ‰) и температуры воды (от 7 до 14°С в июле). Печорские воды распространяются только в поверхностном слое. Ниже, на глубине от 10 до 20 м, находится слой скачка плотности, под которым сохраняются гидрологические условия, свойственные беломорской водной массе. Осенью зона печорских вод постепенно сокращается, зимой она, по-видимому, не выходит за пределы Печорской губы
Новоземельская водная масса по географическому положению и условиям формирования сходна с мурманской. Здесь распространение прибрежных вод также ограничено узкой прибрежной полосой, занятой течением Литке. На горизонте 50 м понижение солености уже не прослеживается. Однако изменчивость солености здесь значительно больше, чем в мурманских водах, так как на ней сказываются и процессы горизонтального перемешивания, и поступление воды с пониженной соленостью через прол. Карские Ворота, и опреснение поверхностного слоя в Печорском море, где оно вызвано таянием большого объема льда и вовлечением в поверхностную циркуляцию мощного потока речных вод. Зимние значения солености (34,0—34,5 ‰) почти не отличаются от баренцевоморских и сохраняются до июня включительно. В июле—августе соленость в районе прол. Карские Ворота снижается до 28—30 ‰ контраст между новоземельской и баренцевоморской водной массой в эти месяцы прослеживается до 72° с. ш., а в сентябре—октябре— до 75° с. ш. Летом новоземельские воды выделяются также и пониженной поверхностной температурой (5—6°С по сравнению с 7—8°С на той же широте к западу).
Более половины площади и объема моря приходится на баренцевоморские воды. Их можно с полным основанием считать единой водной массой, соленость которой очень однородна (около 34,7 ‰ зимой и около 34,5 ‰ летом на поверхности), а различия в температуре обусловлены только зависимостью летнего прогрева от широты. Основной вклад в формирование этой водной массы вносит трансформация атлантических вод, приток которых составляет, по данным разных авторов, от 50 до 75 тыс. км3/год, что соответствует кратности водообмена моря от 1 :5,6 до 1 :3,8. При всей условности такой оценки не вызывает сомнения, что эта водная масса по мере своего распространения несколько раз подвергается осенне-зимней конвекции, перестраивающей гидрологические условия практически во всей водной толще. Как было показано в гл. 5 и 6, с ноября по май температура баренцевоморских вод повсеместно выравнивается по вертикали, приближаясь к температуре замерзания. В июне начинает формироваться верхний квазиодпородный слой, сохраняющийся до сентября и затем разрушающийся под действием конвекции. Ниже, начиная с глубин 30—50 м, в течение всего лета залегает холодный промежуточный слой с отрицательной температурой воды. В районах, куда не проникают глубинные атлантические воды, температура остается постоянной от 30—50 м до дна.
Границам водных масс присуща значительная изменчивость, обусловленная нестационарностью течений и условий теплообмена между морем и атмосферой. Определенное представление о возможной межгодовой изменчивости этих границ дают разности между максимальными и минимальными положениями кромки льда в отдельные месяцы, достигающие как зимой, так и летом, 600—700 км в меридиональном направлении. Сопоставляя данные летних океанографических съемок 1976 и 1977 гг., А. В. Родин пришел к выводу, что от года к году возможна значительная перестройка схемы постоянных течений. Так, в 1976 г. атлантические воды распространялись до 77—78° с. ш. и 55° в. д., холодное Центральное течение не прослеживалось. В 1977 г. атлантические воды достигали на поверхности только 74—75° с. ш., 43—46° в. д., что означает ослабление или отсутствие Колгуево-Печорского и Новоземельского течений. Одновременно была сильно развита северная ветвь Нордкапского течения, охватившая район, обычно занятый холодным Медвежинским течением.
Важной особенностью гидрологического режима Баренцева моря являются фронтальные зоны — квазистационарные границы раздела между водными массами или основными круговоротами течений, проявляющиеся во всей толще термоклина по максимальным горизонтальным градиентам гидрологических характеристик [83]. Наиболее отчетливо выражена полярная климатическая фронтальная зона, проходящая в генеральном направлении с запада на восток между 73 и 76° с. ш. Для этой зоны характерно обострение горизонтальных градиентов гидрофизических и гидрохимических характеристик, образование вихрей, повышение интенсивности обмена между морем и атмосферой. На крайнем западе моря гидрофронт хорошо прослеживается в течение всего года и занимает устойчивое положение на 74° с. ш. (в зоне свала глубин к югу от о. Медвежий). Дальше к востоку положение фронтальной зоны становится менее определенным, она испытывает значительную синоптическую изменчивость и поэтому слабо выражена на средних месячных картах гидрологических характеристик. Как показывают эпизодические данные повторных гидрофизических наблюдений на разрезах и материалы авиационных съемок, смещение фронтальной зоны под действием ветровых течений может достигать десятков миль за несколько суток по нормали к вектору скорости устойчивого ветра.
Для изучения трехмерной структуры и изменчивости гидрофизических полей в районах фронтальных зон судами Мурманского территориального управления по гидрометеорологии в последние годы проводятся периодические мезомасштабные съемки полигонного типа (рис. 5.3). Все полигоны планируются из расчета завершения однократной съемки за 4—5 сут. Наблюдения за пространственным распределением температуры и солености проводятся в пределах участков моря со сторонами от 60 до 100 миль при расстояниях между станциями 10—20 миль. Часть съемок сопровождалась непрерывной регистрацией температуры поверхностного слоя моря.
Фронтальная зона Баренцева моря обычно рассматривается как пересекающая все море практически неразрывная поверхность сложной конфигурации, отделяющая распространяющиеся по глубоководным желобам теплые атлантические воды от собственно баренцевоморских вод. Вместе с тем роль рельефа дна и физические особенности фронтальных зон могут принципиально отличаться в различных районах моря.
В Западном и Восточном районах термохалинные фронтальные зоны с положительной T, S-корреляцией образуются в результате взаимодействия теплых и соленых вод атлантического происхождения с распресненными и холодными водами баренцевоморского шельфа. Участки фронтов в районах 27—29, 32—33 и 48—50° в. д., хорошо выраженные в полях солености и температуры, приурочены к зонам резких перепадов глубин от 75 до 300 м. В зимний период они прослеживаются от поверхности моря до глубин 150—250 м, достигая дна. Летом в верхнем слое толщиной 20—30 м вследствие его интенсивного прогрева, как правило, исчезают термические фронтальные разделы и остаются только соленостные, обостренность которых зависит от интенсивности таяния льда. Характерные суммарные перепады солености составляют 0,3—0,6 ‰ в районе Западного полигона и 0,4— 0,8 ‰ в районе Восточного. Перепады температуры воды соответственно равны 2,5—4,0 и 2,0—2,5°С. Экстремальные значения перепадов гидрологических элементов, как правило, фиксируются летом непосредственно под квазиоднородным слоем (в июле 1983 г. в зоне Западного полигона они достигали 1,8 ‰ и 7°С). При ширине фронтальных зон от 5 до 20 миль средние градиенты температуры и солености в районах Западного и Восточного полигонов составляют 0,1—1,0 °С и 0,02—0,10 ‰ на милю, максимальные — 2,5 °С и 0,4 ‰ на милю.
Поле плотности на указанных участках фронтальной зоны формируется под влиянием преобладающего вклада солености. Несмотря на противоположный вклад температуры, перепады σt в верхних слоях достигают 0,30—0,40. В глубинных слоях, где соленостные фронты отсутствуют, перепады σt приобретают обратный знак и составляют 0,08— 0, 12.
Термохалинная фронтальная зона в северной части моря образуется на границе баренцевоморских и промежуточных атлантических вод, распространяющихся из Арктического бассейна. Она никогда не проявляется на поверхности моря и отмечается на горизонтах от 75 до 250 м. По данным наблюдений в 1984, 1985 и 1987 гг. она была наиболее обостренной в зоне 79° 00'—79° 15' с. ш. между 33 и 40° в. д., а также на меридиональных участках вблизи 32—34° в. д. и 43—45° в. д. Средние перепады температуры здесь составляли 1,5— 3°С. Перепады солености были несколько ниже, чем в Западном и Восточном районах и не превышали 0,30—0,35 ‰. В условиях положительной Т, S-корреляции при этом формируется практически однородное поле плотности в глубинных слоях. Ширина данной фронтальной зоны составляет от 5 до 15 миль, градиенты температуры изменяются от 0,1 до 0,3 °С на милю, солености — от 0,02 до 0,06 %о на милю.
Распространение промежуточных атлантических вод подвержено значительной межгодовой изменчивости. Летом 1984 г. было зафиксировано наибольшее их продвижение на юг и соединение с северной ветвью Нордкапского течения в слое 150—200 м, максимальные значения температуры в ядре промежуточных вод достигали 2,1—2,3°С. К 1987 г. энтальпия этих вод и степень выраженности фронтальных зон значительно уменьшились.
Несколько отличается структура фронтальных зон в центральной части моря, где атлантические воды взаимодействуют с баренцевоморскими водами повышенной солености, заполняющими Центральную впадину. Для водной массы Центральной впадины характерны температура до —1,7°С и соленость 34,85—34,95 ‰, она образуется вследствие сползания с мелководий холодных вод повышенной плотности, осолоненных при образовании льда [8]. С трех сторон ее окружает теплая водная масса атлантического происхождения: с запада — воды центральной ветви Нордкапского течения (34,95— 35,0 ‰), с востока — воды Новоземельского течения (34,8—34,85 ‰), с юга — относительно распресненные воды Мурманского течения (34,5— 34,7 ‰ в зависимости от сезона). В результате к западу и востоку от Центральной впадины отсутствуют заметные перепады солености, но отмечается достаточно выраженная термическая фронтальная зона. При этом на западном ее участке сохраняется положительная T, S-корреляция, на восточном и южном знак T, S-корреляции меняется на противоположный. Термические фронты прослеживаются от поверхности (летом — от 40—50 м) до 180—200 м и отклоняются от вертикали в сторону теплых вод (характерные углы наклона — около 1°). Глубже 200 м углы наклона резко увеличиваются, так как в придонных слоях холодные воды Центральной впадины распространяются дальше. Суммарные перепады температуры в пределах фронтальной зоны составляют в зависимости от сезона 3—4,5°С на западном и южном участках фронтальной зоны и 2—3°С —на восточном. Средние градиенты температуры —0,1—0,5 °С на милю, максимальные — до 2,6 °С на милю.
В центральной части моря выделяются также две квазистационарные соленостные фронтальные зоны (см. рис. 5.3). Первая из них связана с прибрежными водами, прослеживается в слое 0—150 или 0—200 м и характеризуется перепадами солености от 0,20 до 0,35 ‰ при ширине 15—20 миль. Она располагается в непосредственной близости от южного участка термической фронтальной зоны, но практически никогда не совпадает с ним полностью. Тем не менее в условиях отрицательной Т, S-корреляции при сближении термического и соленостного фронтов возникают перепады σt до 0,40—0,60 на расстояниях от 20 до 50 миль.
Другая соленостная фронтальная зона располагается ориентировочно между 75° 00' и 75° 30'. Она прослеживается в верхних слоях (0—50 м) и является южной границей распреснения вод, обусловленного сезонными перемещениями ледяного покрова.
Внутригодовая изменчивость положения фронтальных зон в слоях глубже 50 м незначительна. Наибольшие изменения отмечаются в поверхностных слоях в летний период, когда термические фронты становятся слабо выраженными, и распределение температуры приобретает широтный характер. Кроме того, летом значительно продвигаются к северу участки фронтальных зон в районах северной ветви Нордкапского течения и Новоземельского течения. Из других сезонных изменений структуры фронтальных зон можно отметить тенденцию к уменьшению их отклонений от вертикали по мере развития осенне-зимней конвекции.
Как показано в работе [260], если две водные массы различной плотности разделены гидрологическим фронтом и подстилаются третьей, более плотной, то в самой «легкой» водной массе возникает интенсивное струйное течение. На этом основании авторы выдвинули гипотезу о том, что каждому струйному течению в океане при определенных условиях соответствует гидрологический фронт и, наоборот, фронту сопутствует струйное течение. Такие условия удовлетворяются на ряде участков климатических фронтальных зон Баренцева моря. Результаты диагностических расчетов геострофических течений по данным полигонных съемок, проводившихся сотрудниками научно-технических служб экспедиционных судов, в полной мере подтверждают указанные закономерности. С учетом этого на рис. 5.3 показана предположительная схема геострофических струйных течений в слое 0—150 м, связанных с климатическими фронтальными зонами. На схеме не приводятся значения рассчитанных скоростей, так как они могут быть искажены вследствие занижения градиентов плотности при больших расстояниях между океанографическими станциями. В то же время направление течений и их усиление на определенных участках подтверждаются как по данным гидрологических съемок, так и результатами расчетов геострофических течений по средним многолетним полям температуры и солености [286].
С участками наибольшей интенсивности течений, а также их сходимости и расходимости, связаны и отмечаемые по натурным данным районы наибольшей синоптической изменчивости фронтов. К ним относятся северный и северо-восточный участки фронтальных зон соответственно в пределах Западного и Восточного полигонов, а также район сближения термического и соленостного фронтов на Центральном полигоне. Для первых двух характерно наличие конвергентной циркуляции и нисходящих движений вод. В связи с этим здесь развивается активное меандрирование фронтов, особенно при интенсивных ветровых воздействиях и смещениях кромки льда. В ряде случаев на некотором удалении от фронтов наблюдались апвеллинговые зоны, компенсирующие опускание вод у фронтальных разделов. При этом формировалась соответствующая вихревая циркуляция. Наиболее характерные горизонтальные размеры меандров и вихрей составляют 20—50 миль, но фиксировались и мелкомасштабные вихри с диаметрами 1—3 мили.
Своеобразной фронтальной зоной в Баренцевом море является также граница ледяного покрова, перемещения которой в течение года охватывают около 70 %, а с учетом межгодовой изменчивости — до 92 % площади моря. В районе кромки льда повышается пространственно-временная изменчивость гидрофизических полей (вследствие усиления завихренности и изменения условий теплообмена между морем и атмосферой), перестраивается динамика верхнего слоя моря (что связано с резким ослаблением ветрового волнения и волнового перемешивания). Изученность процессов в прикромочной зоне еще очень недостаточна, но они косвенно сказываются на полях многих гидрометеорологических характеристик и тем самым поддаются учету при режимных обобщениях.