Файл: Смирнов, В. И. Ледовые условия плавания судов в водах Канадско-Аляскинской Арктики.pdf

течения приток воды в море Баффина в среднем достигает 27 375 км5 в год [112]. Кроме того, поступает примерно 40 тыс. км3 в год воды из Северного Ледовитого океана через северные проливы (32,5%) со средней.скоростью течения 0,3 м/с, а также через про­ ливы Ланкастер (40%) и Джонс (27,5%). Скорость Канадскоготечения изменяется от 0,1—0,3 м/с на севере до 0,05—0,15 м/с на юге района. Восточно-Гренландское течение в южной части имеет скорость около 0,3 м/с (его ветви показаны на рис. 3).

Атлантическая глубинная вода поступает в Центральный район из Арктического бассейна через северо-западные проливы и рас­ пространяется в юго-восточном направлении [61]. В Восточный район атлантические воды заходят с юга и растекаются по по­ верхности вдоль западных берегов Гренландии до о. Диско. Далее эти воды уходят на глубину. В Восточно-Гренландском районе вдоль северо-восточных берегов Гренландии атлантические воды в среднем на глубине 275 м распространяются в юго-восточном направлении до Датского пролива и далее поворачивают против часовой стрелки. У западных берегов Исландии поверхностное те­ чение атлантических вод направлено на север и северо-северо-во­ сток. Южнее Исландии эти воды по поверхности устремляются к мысу Фарвель. Л . Коучмен [80] по данным за февраль— апрель

21,3* ІО6 м3/с атлантической и 2,5- 10е м3/с глубинной. Приливо-отливные течения имеют преимущественно полусуточ­

ный характер. Максимальная величина приливо-отливных измене­ ний уровня (16,6 м) отмечена весной [112] в западной части за­ лива Унгава (рис. 4). Вдоль северного берега в центральной части Гудзонова пролива (о. Биг-Айленд) максимальная величина до­ стигает 10,7 м, уменьшаясь к западу до 6,0 м и даже менее. В юговосточной части пролива Фокс-Бесин она составляет 7,6—9,1 м, снижаясь до 1,2—2,5 м в его северо-западной части. В море Баф­ фина максимальная величина прилива изменяется от 7,3 м у о. Резолюшен до 2,4 м у мыса Дайер. В северных проливах на­ ибольшая максимальная величина отмечается в проливе Смит (3,0—3,4 м), уменьшаясь до 0,6 м в северной части про'лива Роб­ сона. В проливе Парри ее убывание наблюдается с востока на запад — от 2,0 м в приливах Ланкастер и Барроу (бухта Ре- зольют-Бей) до 1,2 м в проливе Викаунт-Мелвилл (бухта УинтерХарбор) и до 0,7 м в проливе Мак-Клюр (бухта Милосердия). В северо-западных проливах максимальная величина прилива со­ ставляет 0,3—0,6 м, а вдоль северных берегов Аляски и матери­ ковой Канады, в том числе и в южных проливах, — 0,3 0,9 м. В морях Линкольна, Бофорта и восточной части Чукотского моря преобладают непериодические колебания уровня. Они, по-види­ мому, наблюдаются и в северо-западной части Центрального' района. При восточных ветрах уровень понижается на 0,3 м и бо­ лее относительно среднемноголетнего, а при западных — возрастает на 0,8 м и выше.

21

О непериодической составляющей колебаний уровня можно^ су­ дить по среднемесячным уровням на станциях Резолыот-Бей и Барроу, приведенным в табл. 4 [68].

Таблица 4

Среднемесячные уровни (см), отсчитываемые от нуля поста

Из других океанографических характеристик, влияющих на состояние ледяного покрова, следует остановиться на температуре воды и ее солености. Распределение температуры воды в августе на поверхности [112] приведено на рис. 5. ^Распределение темпе­ ратуры воды на поверхности в Западном районе по данным экспе­

температуры несколько отличалось от среднемноголетнего. У по­ бережья в западной части района во всех случаях четко вырисо­ вывалось поступление теплых беринговоморских вод. На участке от мыса Барроу до о. Бартер с северо-востока отмечался нажим холодных вод Арктического бассейна. Далее на восток прослежи­ валось влияние стока р. Маккензи. Но воздействие каждой из этих вод на распределение температуры и солености в поверхностном слое в целом по району в различные годы неодинаково. В случае преобладания вод Арктического бассейна приток беринговомор­ ских вод и вод р. Маккензи уменьшается (1960 г.). Наоборот, при более слабом притоке вод Арктического бассейна увеличивается роль беринговоморских вод и вод р. Маккензи (1958 г.), причем влияние последних двух проявляется более или менее синхронно.

Холодные воды Арктичёского бассейна поступают в район не­ сколькими ветвями. Две из них вырисовываются довольно четко одна устремляется к мысу Барроу, другая к о . Бартер или о. Хершел. Особенно заметны эти ветви в годы, когда приток вод Арктического бассейна ослаблен (1958 г.). Направление ветвей совпадает с направлением выпуклости изобат 50 и 100 м в сторону берега. По данным экспедиций на ледоколах в 1960 г. [113] и 1962 г. [116], можно выделить третью ветвь с осью по меридиану 169 з. д.,

23

температуры воды на поверхности в стержневой части потока в ав­ густе составляет в среднем около 2—3° на 100 миль. Теплые воды р. Маккензи имеют две ветви, направленные на северо-запад и северо-восток от устья реки. При большем влиянии вод Арктиче­ ского бассейна происходит отжим северо-западной ветви речных

Рис. 7. Температура воды в июле—октябре в Гудзоновом заливе.

вод к северу, и тогда выделяется третья ветвь — под берегом, на­ правленная к о. Бартер. В этом случае беринговоморские воды и воды р. Маккензи не соединяются.

ВЦентральном районе самые высокие значения температуры воды на поверхности в навигационный период наблюдаются в за­ падной части южных проливов. В проливе Парри наиболее высо­ кие температуры (до 2,5°) отмечены в восточной части, наиболее низкие (до — 1,7°) — в западной.

ВВосточном районе более теплые воды наблюдаются под югозападным берегом Гренландии. Для Западно-Гренландского тече­

26

ния Д . Л . Уолмслей [135] определил среднегодовую температуру воды на поверхности 2,7°, наибольшую 4,08° и наименьшую в 1,2°. Для Канадского течения среднегодовая температура им принята равной —0,6°. Среднемесячное значение температуры воды на по­ верхности в море Баффина изменяется от 3,5° в августе до — 1,5° в мае. В Восточно-Гренландском районе повышение температуры воды на поверхности происходит с юго-востока на северо-запад.

Среднемесячные температуры воды на поверхности в Гудзоно­ вом заливе [135] в июле—октябре (рис. 7) следуют за изменениями

среднемесячных температур воздуха. Расположение изотерм сред­ немесячных температур воздуха и воды почти тождественно.

В Западном районе в летний период (рис. 8) можно выделить теплые поверхностные воды с положительными температурами до глубины 10—30 м, далее до глубины 250—300 м — холодные воды с отрицательными температурами, глубже — более теплые воды, чем в вышележащем слое. Температура воды в поверхностном слое зависит от наличия льда и его сплоченности; при сплоченности бо­ лее 5 баллов температура не поднимается выше 0°.

Придонная температура воды в Западном и Восточном районах почти постоянна (—0,4, —0,5°). В Центральном районе на разрезе через пролив Парри с глубины 150 м сказывается влияние порога пролива Барроу. В Восточном районе максимальная температура (0,8°) наблюдалась на глубине 500 м, в Западном районе, на той же глубине, всего 0,4°.

27

Соленость воды на поверхности в навигационный период [112] увеличивается с запада на восток (рис. 9). На глубине соленость отличается мало, но заметно ее уменьшение с запада на восток.

Сроки образования и разрушения льда

Основным источником сведений о сроках начала устойчивого ледообразования, установления припая и его взлома послужили данные ледовых отчетов [120]. Кроме того, использовались сведе­ ния, приводимые в отдельных работах, из которых, в частности, выбраны фактические даты первого появления льда в Централь­ ном районе (табл. 5).

Таблица 5

Даты первого появления льда у полярных станций Центрального района

Годы Алерт Эурека Изаксен Моулд-Бей Резолыот-Бей

ноября, взлом припая — на конец мая — начало июня. По данным М. Брошу [76, 77], в фиорде Марикур (Гудзонов пролив) ледо­ образование начинается в ноябре. Зимой по всей его длине, рав­ ной 14 милям (ширина 0,5—3,0 мили, максимальная глубина 212 м), стоит припай. Согласно данным наблюдений в 1952— 1970 гг., средний срок начала таяния льда приходился на 27—30 мая (раннее— 12 мая 1952 г., позднее— 16 июня 1956 г.). Средняя

ние льдов из Гудзонова пролива. Такой процесс взлома припая и очищения характерен для меридионально ориентированных фиор­ дов п-ова Лабрадор.

Из анализа изохрон среднемноголетних сроков начала устой­ чивого ледообразования (рис. 10), а также экстремальных сроков (табл. 6) следует, что фронт устойчивого ледообразования во всех районах распространяется с севера, из зон остаточных льдов.

29