Mapa japonské hloubky moře plné velikosti. Japonská mořská karta
Nachází se mezi asijskými hlavními, japonskými souostrovami a ostrovem Sakhalinem. Jeho pobřeží patří do takových zemí jako Japonsko, Jižní Korea, Severní Korea a Rusko.
Voda je významně izolována od Pacific Waters. Taková izolace se odráží jak v fauně, tak ve fyziologickém roztoku vody. Druhý pod oceánem. Vodní rovnováha je regulována přítoky a odtoky přes úžiny spojující moře s přilehlými moři a oceánem. Sladkovodní výtok poskytuje mírný příspěvek k výměně vody a není více než 1%.
Zeměpis
Oblast rezervoár je 979 tisíc metrů čtverečních. km. Maximální hloubka je 3742 metrů. Průměrná hloubka odpovídá 1752 metrů. Objem vody je 1630 tisíc metrů krychlových. km. Délka pobřeží je 7600 km. Z nich patřilo k Rusku 3240 km. Ze severu na jihu je délka moře 2255 km. Maximální šířka odpovídá 1070 km.
Ostrovy
Neexistují žádné velké ostrovy. Většina malých ostrovů se nachází východní pobřeží. Mezi nejvýznamnější ostrovy patří: Moneron (rozloha 30m². Km), Okushiri (142 m2 M. km), Oshima (9,73 m2 M. km), Sado (855 m2), Ulllyndo (73,15 m²) . Km), ruština (97,6 m2 km).
Bubitýr
Pobřežní čára relativně rovný. Jedním z největších je záliv Petra Velikého s celkovou plochou asi 9 tisíc metrů čtverečních. km. Délka ze severu k jihu je 80 km, od západu na východ je 200 km. Délka pobřeží je 1230 km. V zálivu jsou města Vladivostok a Nakhodka. V Severní Koreji je východokorejský záliv, a na ostrově Hokkaido je zátoka Isicari. Kromě toho existuje mnoho malých zátok
Straje
Japonské moře je spojeno s východním čínským, Okhotskem a klidným mořským úžinou. Toto je Tatarový kůlně mezi Asií a Sakhalinovým ostrovem o délce 900 km. Kočárek lapere mezi ostrovem Sakhalin a ostrovem Hokkaido s délkou 40 km. Sangar je kůlna mezi ostrovy Honshu a Hokkaido. Jeho délka je 96 km.
Simonosk Strait sdílí ostrovy Honsu a Kyushu. Pod ním jsou položeny železnice, automobilové a chodec tunely. Korejská úžina o délce 324 km spojuje vodu, kterou považujeme za východní čínské moře. On je rozdělen ostrovy Tsushima do 2 dílů: západní průchod a orientální průchod (Tsushimsky Strait). Prostřednictvím této úžiny ve vodě, teplé tichomořské currosio toky.
Japonské moře na mapě
Klima
Pro mořské klima je charakteristická teplá voda a monzun. V severních a západních regionech je chladnější než v jižním a východním. V zimních měsících je průměrná teplota vzduchu na severu mínus 20 stupňů Celsia, a na jihu je plus 5 stupňů Celsia. Léto fouká vlhký a teplý vzduch ze severních oblastí Tichý oceán. Nejvhodnější měsíc je den srpna. V této době je průměrná teplota na severu 15 stupňů Celsia, a na jihu se rovná 25 stupňům Celsia.
Roční srážky je minimální na severozápadě a nejvíce na jihovýchodě. Pro podzim se typhhoon charakterizuje. Výška vlny v tomto období dosáhne 8-12 metrů. Led v zimě je pokryta tatarský průliv (90% všech ledu) a Petra Great Bay. Ledová kůra drží na vodě asi 4 měsíce.
Přílivy a feteky
Pro zásobník jsou charakteristické komplexní přílivy. Mají půldenní cykličkost v korejském průlivu a na severu Tatarského průlivu. Na východním pobřeží Koreji, východního východního pobřeží Ruska, na pobřeží japonských ostrovů Hokkaido a Honsen jsou denně. Smíšené přílivy jsou charakteristické pro Peter Great Bay.
Amplituda přílivů je poměrně nízká. To se liší od 0,5 do 3 metrů. V tatarském průlivu se amplituda pohybuje od 2,3 do 2,8 metru kvůli své nálevkové formě. Úroveň vody také zažívá sezónní oscilace. Nejvyšší je pozorován v létě a nízký v zimě. Úroveň také ovlivňuje vítr. Je schopen ji změnit po dobu 20-25 cm ve vztahu k korejskému pobřeží Japoncům.
Transparentnost vody
Mořská voda má barvu z modré až zelené a modré. Transparentnost je asi 10 metrů. Voda japonského moře je bohatá na rozpuštěný kyslík. To je obzvláště charakteristické pro západní a severní regiony. Jsou chladnější a obsahují více Phytoplankton ve srovnání s východními a jižními regiony. Koncentrace kyslíku je 95% v blízkosti povrchu a snížena na 70% v hloubce 3 tisíc metrů.
Rybaření v japonském moři
Rybolov
Rybolov je považován za hlavní typ ekonomické činnosti. To se provádí v blízkosti kontinentální police a prioritou je dána takovým rybám, jako je sleď, tuňák, sardinky. Squids jsou chyceny hlavně v centrálních mořských oblastech a lososa v jihozápadním a severním břehu. Spolu s rybolovem je výroba řas dobře vyvinuta. Ruská velrybová flotila je založena ve Vladivostoku, i když se zabývá rybolovem v severním moři.
Ve velikosti je horší pro moře a jeho oblast je až 1 062 tun. KM2 a nejvíce deep Vpadina. Dosahuje až 3745 m. Předpokládá se, že průměrná hloubka 1535 m. Velké hloubky s geografickou pozicí ukazují moře patřící k oceánskému moři.
Moře má střední a malé ostrovy. Nejvýznamnějším z nich je Risiri, Osima, Sado, Mironeron, ruština. Téměř všechny ostrovy se nacházejí podél pevniny ve východní části.
Pobřeží je slabě řez, zejména obrysy Sakhalinského ostrova. Japonské ostrovy mají více robustnější pobřeží. Hlavními velkými přístavy moře jsou východní přístav, Wonxan, Kholmsk, Vladivostok, Tsuruga, Chonchin.
Proudy japonského moře
Strach v japonském moři
V různých částech moře jsou přílivy vyjádřeny neenokomii, zejména device v létě a dosahují v korejském průlivu na tři metry. Severně od přílivu klesne a nepřesahují 1,5 m. To je vysvětleno tím, že dno má podkladový formulář. Největší oscilace se slaví v severním a jižním extrémních oblastech moře v létě.
Navrhuji vám zajímavý video « Paralelní svět - Japonské moře "ze série" Ruské podvodní expedice ".
—
Japonským mořem je bazén Tichého oceánu a omezený na břehy Japonska, Ruska a Koreje. Japonským mořem je sděleno skrze korejský průliv na jihu s východní čínštinou a žlutými mořem, přes kůlny Tsugaru (Sangar) na východě s Tichým oceánem a přes úžiny laxní a tatary na severu s Okhotským mořem . Prostor japonského moře je 980 000 km2, průměrná hloubka 1361 m. Severní hranice japonského moře projde na 51 ° 45 "s. Sh. (Z Kape klíště na Sakhalin na Cape South na jihu na jihu na jihu). Jižní hranice jde od Cussy Island do Islands a odtud do Koreje [Cape Kolcholkap (trajekt)]
Japonským mořem má téměř eliptický tvar s velkou osou ve směru U-Z na C-B. Podél břehů je řada ostrovů nebo ostrovních skupin - jsou ostrovy IKI a Tsushim ve střední části korejštiny. (mezi Korejskou a Kyushu Island), Ulllyndo a Takasima na východním pobřeží Koreje, Oka a sada na západním pobřeží.
Reliéf Dna.
Straits spojující japonské moře s malovanými mořem Tichého oceánu, se vyznačují malými hloubkami; Pouze korejský průliv mají hloubky více než 100 m. V baipmetrických termínech může být japonské moře rozděleno o 40 ° C. sh. Dvě části: severní a jih.
Severní část má relativně plochou reliéf dna a je charakterizován společným hladkým sklonem. Maximální hloubka (4224 m) je pozorována v oblasti 43 ° 00 "s. SH., 137 ° 39". d.
Úleva jižní části japonského moře je poměrně komplikovaná. Kromě mělkých měst okolí Iki Islands, Tsushima, Oka, Takasima a Ulllyndo, existují dva velké izolované
Banky oddělené hlubokými okapy. Jedná se o Yamato Bank, otevřen v roce 1924, v oblasti 39 ° C, 135 ° C. D. a Xunpa Bank (také volal severní břeh yamato), otevřené v roce 1930 a umístil přibližně 40 ° C. SH., 134 ° C. D. Nejmenší hloubky prvního a druhého plechovky, resp. 285 a 435 m. Mezi bankou Yamato a ostrovem Honsela našel hloubku více než 3000 m.
Hydrologický režim
Vodní hmotnosti, teplota a slanost. Japonským moři lze rozdělit na dvě sektory: teplé (ze strany Japonska) a zima (z Koreje a Ruska (Primorsky Krai). Hranice mezi sektory je polární přední strana, která je přibližně rovnoběžně 38-40 ° C , tj. Téměř ve stejných zeměpisných šířkách, pro které polární přední přechody v Tichém oceánu na východ od Japonska.Vodní hmotnosti
Japonské moře lze rozdělit na povrch, meziprodukt a hluboko. Povrchová vodná hmota zaujímá vrstvu přibližně 25 m a v létě je oddělena od podkladové vody jasně výraznou vrstvu termocline. Povrchová vodná hmotnost v teplém sektoru japonského moře je tvořena smícháním povrchových vod s vysokou teplotou a nízkou slaností, dosahující od východu-Číny moře a pobřežní vody okresu Japonské ostrovyVe studeném sektoru - míchací vody tvořené, když se tavení ledu v období od začátku léta na podzim, a voda sibiřských řek.
Pro hmotnost povrchové vody jsou největší výkyvy teploty a slanosti poznamenány v závislosti na ročníku roku a v této oblasti. Takže v korejském průlivu, slanost povrchových vod v dubnu a může překročit 35,0 com. Co je nad slaností v hlubších vrstvách, ale v srpnu a září slanost povrchových vod klesne na 32,5 průmyslové. Současně, v oblasti ostrova Hokkaido, slanost se změní pouze od 33,7 do 34.1 průmyslové. V létě Teplota povrchové vody 25 ° C, ale v zimě se mění od 15 ° C v korejském průlivu na 5 ° C U o. Hokkaido. V pobřežních oblastech, Koreji a Primorye ze slanosti jsou malé (33,7-34 průmyslová odvětví). Mezilehlá vodná hmotnost proudící pod povrchovou vodou v teplém sektoru japonského moře má vysoké teploty a slanosti. Je tvořen v mezilehlých vrstvách Kurosio na západ od ostrova Kyushu a pochází odtud do japonského moře během počátku zimy až do začátku léta.
Rozložením rozpuštěného kyslíku však může být v odvětví studie také pozorována mezilehlá voda. V teplém sektoru je jádro mezilehlé vodné hmoty umístěno přibližně ve vrstvě 50 m; Sůl asi 34,5 průmyslových. Pro mezilehlou vodnou hmotnost se charakterizuje poměrně silný pokles vertikální teploty - od 17 ° C v hloubce 25 m do 2 ° C v hloubce 200 m. Tloušťka mezilehlé vodní vrstvy se snižuje z teplého sektoru zima; V tomto případě se vertikální teplotní gradient pro ty stává mnohem výraznější. Slanost z mezilehlých vod je 34,5-34,8 průmyslové. v teplém sektoru a cca 34.1 com. v chladu. Existují nejvyšší hodnoty slanosti ve všech hloubkách - z povrchu na dno.
Hluboká vodná hmota, obvykle nazývaná samotná voda japonského moře, má výlučně homogenní hodnoty teploty (asi 0-0,5 ° C) a slanost (34.0- 34.1 průmyslové.). Podrobnější výzkum K. Nishida však ukázal, že teplota hluboké vody pod 1500 m mírně roste v důsledku adiabatického vytápění. Na stejném horizontu dochází ke snížení obsahu kyslíku na minimum, a proto logicky zvažte vodu nad 1500 metrů hluboko a pod 1500 m - dno. Ve srovnání s vodami ostatních moří je obsah kyslíku v japonském moři ve stejných hloubkách mimořádně velký (5,8-6,0 cm3 / l), což indikuje aktivní aktualizaci vody v hlubokých vrstvách japonského moře. Hluboké vody japonského moře jsou tvořeny hlavně v únoru a březnu v důsledku snížení povrchových vod v severní části japonského moře v důsledku horizontální difúze, chlazení v zimě a následné konvekci, po které jejich slanost stoupá přibližně do 34,0 com.
Někdy povrchové vody s nízkou slaností studeného sektoru (1-4 ° C, 33,9 Prom.) Jsou zaklíny do polární přední části a prohloubené v jižním směru, odcházejí z mezilehlé vody teplého sektoru. Tento jev je podobný pronikání subarktické mezilehlé vody pod teplou vrstvou Kurosio v Tichém oceánu v oblasti severně od Japonska.
Na jaře a v létě se sláma teplých vod z východního čínského moře a studených vod na východ od Koreje snižuje v důsledku srážení a tání a tání. Tyto méně solené vody směšují s okolními vodami a celková slanost povrchové vody japonského moře se snižuje. Kromě toho se tyto povrchové vody postupně zahřívají během teplých měsíců. Výsledkem je, že hustota povrchové vody klesá, vede k tvorbě jasně výrazné vrstvy horního termoklousu oddělující povrchovou vodu z podkladových mezilehlých vod. Vrstva horního termocolu se nachází v letní sezóně v hloubce 25 m. Na podzim, Heathotum se děje z mořského povrchu do atmosféry. Vzhledem k míchání s podkladovými vodními hmotami se sníží teplota povrchu vody a jejich slanost se zvyšuje. Rozvíjející se intenzivní konvekce vede k lámání vrcholové vrstvy termocline na 25-50 m v září a 50-100 m v listopadu. Na podzim pro mezilehlé vody teplého sektoru se výrazný solinitou charakterizuje v důsledku průtoku vody tsushimsky toku s nižší slaností. Současně se v tomto období zvýší konvekce ve vrstvě povrchových vod. V důsledku toho se tloušťka mezilehlé vodní vrstvy klesá. V listopadu, vrstva horního termocelu v důsledku míchání překrývajících se a podkladová voda zmizí vůbec. Proto je na podzim a na jaře pozorována pouze horní homogenní vrstva vody a podkladová studená vrstva, oddělená vrstvou spodního termoklau. Ten pro většinu teplého sektoru se nachází v hloubce 200-250, ale severní stoupá a na břehu Hokkaido se nachází v hloubce asi 100 m. V teplém sektoru povrchové vrstvy teploty, Maximum v polovině srpna, i když v severní části japonského moře a distribuováno do hloubky. V únoru-březnu je pozorována multimimálně teplota. Na druhé straně je v srpnu pozorována maximální teplota povrchové vrstvy z pobřeží Koreje. Vzhledem k silnému vývoji horní vrstvy termoklousu se však zahřívá velmi tenká povrchová vrstva. Teplotní změny ve vrstvě 50-100 m jsou tedy téměř zcela způsobeny postupem. Vzhledem k nízkým teplotám, charakteristikám většiny japonského moře v dostatečně velkých hloubkách, voda tsushimsky tok jako jeho pohyb na severu je silně chlazen.
Pro vodu japonského moře je výjimečně vysoký obsah rozpuštěného kyslíku částečně kvůli hojnému fytoplanktonu. Obsah kyslíku téměř všech horizontů je asi 6 cm3 / l a další. Zvláště vysoký obsah kyslíku je pozorován v povrchových a mezilehlých vodách s maximální hodnotou na horizontu 200 m (8 cm3 / l). Tyto hodnoty jsou mnohem vyšší než na stejných dolních horizontech v Tichém oceánu a moře Okhotsk (1-2 cm3 / l).
Většina všech nasycených kyslíkovým povrchem a mezilehlou vodou. Procento nasycení v teplém sektoru je 100% nebo poněkud nižší, a voda v přímořském okraji a Koreji je přesunuta s kyslíkem ze severního pobřeží Koreje, je to 110% a ještě vyšší. V hlubokých vodách je velmi vysoký obsah kyslíku až do dna.
Barva a průhlednost
Barva vody japonského moře (na chromovém měřítku) v teplém sektoru je modřnější než studená, což odpovídá oblasti 36-38 ° C. SH., 133-136 ° C. D. Index III a dokonce i II. V chladném sektoru je to v podstatě barva indexů IV-VI a v oblasti Vladivostok - nad III. V severní části japonského moře je zelenová barva mořské vody. Transparentnost (na bílý disk) v oblasti tsushimsky toku více než 25 m. Ve studeném sektoru někdy klesne na 10 m.
Proudy japonského moře
Hlavním chodem japonského moře je tsushimo proud, vznikající na východě East China. Je zintenzívněno v hlavní větvi kurzu Kurosio, který přichází na jihozápad. Kyushu, stejně jako částečně pobřežní uprchlík z Číny. Průtok tsushima obsahuje povrchovou a mezilehlou vodnou hmotu. Současný je zahrnutý v japonském moři přes korejský průliv a hlavy podél severozápadního břehu Japonska. Tam, větev teplého proudu je oddělena, zvaná východokorejský proud, který jde na severu, k břehu Koreji, k korejské zálivu a ostrovy Ulllyndo, pak se otočí k SD a spojuje s hlavním tokem.Tsushimo proud asi 200 km se promyje břehy Japonska a je dále na SV rychlostí 0,5 až 1,0 uzlu. To je pak rozděleno do dvou větví - teplý sangar kurz a teplý kurz lapere, v tomto pořadí, v Tichém oceánu přes kůlny Tsugar (Sangar) a k Okhotskovi moře přes úžinu lapače. Oba tyto toky po průchodu Straits se obrátit na východ a odpovídajícím způsobem blízko východního pobřeží ostrova Honshu a severní pobřeží ostrova Hokkaido.
V japonském moři jsou tři studené proudy: Limansky, procházky nízkou rychlostí na Sozi na severu Primorsky Krai, Severokorejský, pamětník v oblasti Vladivostoka na východní Koreu a Primorskoye, nebo studený proud Střední části japonského moře, která pochází z oblasti Tatarova úžiny a jde do centrální části japonského moře, především k vchodu do tarara Tsugar (Sangar). Tyto studené toky tvoří cirkulační proti směru hodinových ručiček a v chladném sektoru japonského moře obsahuje dobře vyslovované vrstvy povrchu a mezilehlé vodní hmotnosti. Mezi teplými a studenými proudy je jasná hranice "polární" přední strany.
Vzhledem k tomu, že tok tsushimo obsahuje povrchové a mezilehlé vodné hmotnosti, jejichž tloušťka je asi 200 m, a oddělena od základní hluboké vody, je síla tohoto toku hlavně stejný řád.
Průtok do hloubky 25 m je téměř konstantní a potom hloubkou klesá na 1/6 povrchové hodnoty v hloubce 75 m. Spotřeba toku tsushimsky méně než 1/20 currosio proudění.
Rychlost studené proudu je asi 0,3 uzel pro limanový průtok a menší než 0,3 uzel pro přímořský průtok. Studený severokorejský proud, který je nejsilnější, má rychlost 0,5 uzlu. Šířka tohoto toku je 100 km, kapacita je 50 m. V podstatě jsou studené toky v japonském moři mnohem slabší než teplá. Průměrná rychlost tsushimsky toku procházky korejským prodlouží., V zimě méně, a v létě se zvyšuje na 1,5 uzlů (v srpnu). Pro tsushimsky proud jsou také zaznamenány meziroční změny, zatímco je přiděleno jasné období 7 let. Průtok vody do japonského moře se vyskytuje především skrze korejský průliv, protože plevel přes tatarový úžina je velmi zanedbatelná. Průtok vody z japonského moře probíhá prostřednictvím pravidel Tsugar (Sangara) a lapere.
Turing a přílivové toky
Pro japonské moře jsou přílivy malé. Zatímco v blízkosti pobřeží Pacifiku je velikost přílivu 1-2 m, v japonském moři dosahuje pouze 0,2 m. Některé vyšší množství jsou pozorovány u pobřeží Primorsky Krai - až do 0,4-0,5 m. V korejštině a Tatar Straits velikost přílivu zvyšuje, dosahuje v některých místech více než 2 m.Vlny přílivu se vztahují na pravé úhly k těmto kvótám. Na západ od Sakhalinu a v oblasti korejštiny proděl. Existují dva body amfidromu. Podobná kvóta může být postavena pro lunární solární denní příliv. V tomto případě se bod amfidromu nachází v korejském průlivu, protože celková plocha průřez Výliv laberose a Tsugaru je pouze 1/8 průřezu korejského průlivu, a příčná část tatarového kůlna je obecně zanedbatelná, pak přílivová vlna sem přichází z východního Číny, hlavně přes orientální průchod ( Tsushimsky Strait). Velikost nucených vibrací hmotnosti vody celého japonského moře je prakticky nevýznamná. Složení přílivových toků a jít na východ od tsushimsky tok někdy dosahuje 2,8 uzlů. V uchopení, Tsugar (Socygarian) převládá přílivový tok denního typu, ale hodnota polotovaru je větší.
V přílivových tokech je jasně vyjádřena každodenní nerovnost. Přílivový tok v laberose Strait je méně výrazný kvůli rozdílu v úrovních mezi Okhotským mořem a japonským mořem. K dispozici je také denní nerovnost. V laxní plora je proud zaměřen především na východ; Jeho rychlost někdy překračuje 3,5 uzlů.
Podmínky ledu
Zmrazení japonského moře začíná uprostřed dne v oblasti tatarského průlivu a počátkem prosinec - v čele Petera Velké zálivu. V polovině prosince, okresy severní části Primorského Krai a Peter Great Bay. V polovině prosince se v pobřežních oblastech území Primorského objeví led. V lednu se oblast pokrytí ledu dále zvyšuje od břehu směrem k otevřenému moři. S tvorbou navigace ledu v těchto oblastech, přirozeně, to je obtížné nebo se zastaví. Zmrazení severní části japonského moře je poněkud pozdě: začíná na začátku do poloviny února.Tání ledu začíná v oblastech nejvzdálenější od břehu. Ve druhé polovině března japonského moře, s výjimkou blízké bank, již bez ledu. V severní části japonského moře se ledový pobřeží obvykle instaluje v polovině dubna, v této době je obnovena navigace ve Vladivostoku. Poslední led v tatarském průlivu je pozorován v časném středu května. Období přítomnosti ledu krytu podél pobřeží Primorského území je 120 dní, a v přístavních kastrech v přístavu Tatar Strait - 201 dní. Podél severních břehů DRTK velkého množství ledu není pozorováno. Západní břeh Sakhalin je jen město Holmsk je bez ledu, protože pobočka toku tsushimsky přichází do této oblasti. Zbývající oblasti tohoto pobřeží zmrazují téměř 3 měsíce, během které navigační zastávky.
Geologie
Svahy pevniny bazénu Palestyho moře jsou charakterizovány různými podvodními kaňony. Z pevniny se tito kaňony protahují do hlubin více než 2000 m, a ze strany japonských ostrovů až do 800 m. Beadland beaty japonského moře jsou vyvíjeny slabě, okraj se koná v hloubce 140 metrů od pevniny a v hloubce více než 200 m. Yamato Bank a další banky Japonské moře je složeno domorodým horninami skládajícím se z precambrian granitů a jiných paleozoických hornin a nadložních vypuklých a sedimentárních hornin neogenů. Podle paleogeografického výzkumu je jižní část moderního japonského moře pravděpodobně v paleozoicích a mesozoiku a pro většinu paleogenu byla země. Z toho vyplývá, že japonské moře bylo vytvořeno během období non-paprsku a časné potvrzování. Absence žulové vrstvy v zemské kůře severní části japonského moře naznačuje transformaci žulové vrstvy na čedič kvůli jejich baasifiation, doprovázené snížením zemské kůry. Přítomnost "nové" oceánské kůry zde může být vysvětlena protahováním kontinentů doprovázejících celkovou expanzi Země (teorie EGAEDA).
Lze tedy dospět k závěru, že severní část japonského moře byla jednou sušena. Přítomnost takového velkého počtu pevninového materiálu na dně japonského moře v hloubkách více než 3000 m by měla znamenat snížení sushi snížení pleistocénu do hloubky 2000-3000 m.
Japonské moře má v současné době spojení s klidným oceánem a korejským, TsGuarem (Saigar), laberose a Tatar a Tatarský obklopující ho. Formování těchto čtyř průlivů se však vyskytla ve velmi nedávném geologické období. Nejstarší úžina je úžina Tsugar (Sangan); On již existoval během zalednění Wisconsinu, i když poté, co může mít opakovaně skóroval led a byl použit při migraci pozemních zvířat. Korejský průliv byl také vysušen na konci terciárního období, a migrace jižních jižních slonů byla provedena na japonské ostrovy tohoto ETOT, průliv se otevřel pouze na začátku éry Wisconsin Olympiance. Průtok lapače je nejmladší. Mamuti našli na Hokkaido, nahlédli na ostrově Hokkaido označují existenci pobřeží. Sushi na místě této úžiny až do konce éry Wisconsinského zalednění
Fyziko-geografické charakteristiky a hydrometeorologické podmínky
Japonské moře se nachází v severozápadní části Tichého oceánu mezi pevninovým pobřeží Asie, japonské ostrovy a ostrov Sakhalin geografické souřadnice 34 ° 26 "-51 ° 41" S.SH., 127 ° 20 "-142 ° 15" V.D. Ve své fyzikálně-geografické poloze se odkazuje na okraj oceánských moří a rozpadlo se od přilehlých bazénů s mělkými vodními bariérami. Na severu a severovýchodu se japonské moře spojuje s Okhotským mořem straje Nevelsky a laberose (sója), na východě - s Tichým oceánem Sangara (Tsuar) u průlivu, na jihu, s východní čínským mořským korejským (Tsushimsky) Strait. Nejmenší z nich proudu - Nelský má maximální hloubku 10 m, a nejhlubší sangan je asi 200 metrů. Největší vliv na hydrologický režim povodí je vykreslen subtropickými vodami vstupujícími do korejské kůlny z East-Čína Moře. Šířka tohoto průlivu je 185 km a největší hloubka prahu je 135 m. Druhá největší výměna vody je Santan Strait, má šířku 19 km. Průtok lapere, třetí největší výměny vody, má šířku 44 km a hloubka je až 50 m. Rozloha mořského povrchu zrcadla je 1062 tis. KM 2, a celkový objem moře je 1631 tisíc KM 3.
Příroda reliéf Dna. Japonské moře je rozděleno do tří částí: severní - sever od 44 ° C.Sh., centrální - mezi 40 ° a 44 ° S.Sh. a jih - jih 40 ° S.Sh. Povrch severního batymmetického stupně, který je široký žlab, hladce stoupá na sever, se sloučuje o 49 ° 30 "S.Sh. S povrchem tatarského průlivu, spodní části centrální části s hloubkami moře (až 3700 m) má hladké dno a prodloužené od západu na východ, severovýchodně. Z jihu je jeho hranice určena podvodním kopcem Yamato. Jižní část moře je nejobtížnějším terénem moře Dno. Hlavní geologickou poznámku je zde pod vodou je podmořská nadmořská výška yamato, tvořená dvěma protaženými ve východní severovýchodní směrech hřebeny a umístěné mezi nimi jsou uzavřeny uzavřeným umyvadlem. Mezi kopcem Yamato a sklon asi. Honshu rozšiřuje značku Honsu s hloubkami asi 3000 m Hanice se hloubkami 120-140 m.
Funkce morfologie dna japonského moře je slabě vyvinutá police, která se táhne podél břehu pásu od 15 do 70 km pro většinu vodní plochy. Nejzajímavější proužek šířky police od 15 do 25 km je označen jižní pobřeží Primorye. Větší vývoj police dosáhne v zálivu Petra Velikého, v severní části tatarského průlivu, východokorejského zálivu a v korejské oblasti Strait.
Celková délka pobřeží moře je 7531 km. Je slabě odříznut (s výjimkou Petera Velké zálivu), někdy téměř přímočarý. Několik ostrovů je převážně blízko k japonským ostrovům a v Peropu Petra Velikého.
Japonské moře se nachází ve dvou klimatické zóny: Subtropický a střední. V těchto zónách se rozlišují dvě odvětví s různými klimatickými a hydrologickými podmínkami: drsná studená severní (zima je částečně pokryta ledem) a měkký, teplý, přilehlý k Japonsku a břehu Koreje. Hlavním faktorem tvořícím klima moře je monzunová cirkulace atmosféry.
Hlavní barické formace, které určují atmosférickou cirkulaci nad japonským mořem, jsou Aleutian deprese, tichomořské subtropické maximální a asijské atmosféry centrum, které se nachází nad pevninou. Změny ve své pozici během roku způsobí, že monzizační povaha klimatu na Dálném východě. V distribuci atmosférický tlak Přes japonské moře, určené hlavními barinickými formacemi, jsou nalezeny následující funkce: Celkové snížení tlaku ze západu na východ, zvýšení tlaku ze severu na jih, zvýšení nadbytku zimních hodnot tlaku V létě ve směru od severovýchodu na jihozápad, stejně jako ostře výrazná sezónní variabilita. V ročním tlaku tlaku pro většinu moře je charakterizováno existencí maximálního tlaku v zimě a minimálně v létě. V severovýchodní části moře - poblíž severní poloviny. Honshu, oh. Hokkaido a jižní břeh Sakhalinu mají dva maximální tlak: první - v únoru a druhý - v říjnu, v minimálním letáku. Amplitudy ročního zdvihu tlaku, zpravidla pokles od jihu na sever. Podél pevninského pobřeží amplitudy se sníží od 15 MB na jihu až 6 MB na severu, a podél břehů Japonska - od 12 do 6 MB, resp. Absolutní amplituda tlakových výkyvů ve Vladivostoku je 65 MB, a na přibližně. Hokkaido - 89 Mb. Jihovýchodní, ve středních a jižních částech Japonska se zvyšuje na 100 MB. Hlavním důvodem pro zvýšení amplitudů tlakových výkyvů v jihovýchodním směru je průchod hlubokých cyklonů a tajfunů.
Vlastnosti distribuce atmosférického tlaku jsou stanoveny výše. obecné charakteristiky větrný režim Nad vodní plochy japonského moře. Dominuje je pobřeží pevniny v chladném období silné větry Severozápadý směr s rychlostí 12-15 m / s. Opakovatelnost těchto větrů od listopadu do února je 60 - 70%. V lednu a únoru přichází opakovatelnost převažujících větrů v samostatných místech pobřeží 75 - 90%. Ze severu na jih od rychlosti větru se postupně snižuje od 8 m / s do 2,5 m / s. Podél ostrova východního pobřeží nejsou větry chladné sezóny tak zřetelně vyjádřeny ve směru na břehu pevniny. Rychlosti větru jsou méně zde, ale také v průměru snížení severně na jih. Každý rok na konci léta a na začátku podzim, tropické cyklóny (Typhoon) doprovázené hurikánem vítr přijdou do japonského moře. Během chladné sezóny se prudce zvyšuje opakovatelnost bouře způsobené hlubokými cyklóny větrů. V teplém období roku nad mořem jsou dominovány jižní a jihovýchodní větry. Opakovatelnost je 40 - 60%, a rychlost, stejně jako v zimě, jsou v průměru sestupující ze severu na jih. Obecně platí, že rychlost větru v teplé sezóně je výrazně nižší než v zimě. V přechodových sezónách (na jaře a na podzim) podstoupí směry a rychlost větru významné změny.
Pro otevřené oblasti severozápadních oblastí moře jsou převažující větry severozápadních a severských směrů. Ve směru jihozápadní, větry se obrátí od severozápadního do západního, a v oblastech sousedících s jižním Sakhalinem a Hokkaidem, od severozápadní k severu a dokonce i severovýchodu. V teplé sezóně takové přírodní malby obecné struktury větrného pole není možné instalovat celé moře. Je však zjištěno, že větry východního a severovýchodního v severovýchodních oblastech, a v jižních jižních směrech.
V japonském moři teplota vzduchu Přirozeně se mění jak ze severu na jih a ne na východ od Západu. V severní, závažnější klimatické zóně, médium roční teplota Je to 2 °, a na jihu, v oblasti subtropů - + 15 °. V sezónním období během teploty vzduchu se minimum uskuteční v zimních měsících (leden - únor) a maximum v srpnu. Na severu je průměrná měsíční teplota v lednu asi -19 ° a absolutní minimum je -32 °. Na jihu je průměrná měsíční teplota v lednu 5 °, a absolutní minimum -10 °. V srpnu, na severu, průměrná teplota je 15 ° a absolutní maximum - + 24 °; Na jihu, resp. 25 ° a 39 °. Změny na západě na východ mají menší amplitudu. západní pobřeží Po celý rok je chladnější než východ a rozdíly v teplotách se zvyšují z jihu na sever. V zimě jsou větší než v létě, a v průměru jsou 2 °, ale na některých zeměpisných šířkách mohou dosáhnout 4 - 5 °. Počet chladných dnů (s střední teploty Pod 0 °) prudce klesá ze severu na jih.
Obecně je moře negativní (asi 50 w / m) roční radiační bilance tepla na povrchu, která je kompenzována konstantním přítokem tepla s vodami vstupujícími do korejského průlivu. Vodní bilance moře je určena především vodou výměnou s přilehlými umyvadly přes tři úžiny: korejština (přívod), sangar a laberose (Stock). Ve srovnání s množstvím výměny vody přes úžiny je příspěvek k vodní bilanci srážek, odpařování a pevniny zanedbatelný. Skladem pevniny v souvislosti s jeho bezvýznamností má svůj vliv pouze v pobřežních oblastech moře.
Hlavní faktory definující hydrologický režim Japonským mořem je interakce jeho povrchové vody s atmosférou na pozadí měnících se klimatických podmínek a výměny vody přes duchové s přilehlými vodními nádržkami. První z těchto faktorů je rozhodující pro severozápadní část moře. Zde, pod vlivem severozápadního monzunového větru, přivádění z pevninových oblastí v zimním období, studené vzduchové hmotnosti, povrchové vody v důsledku výměny tepla s atmosférou jsou významně chlazeny. Současně, v mělkých vodních prostorách pevninského pobřeží, zátoky Petra Velké a tatarové úžiny je tvořen krytem ledu, a konvekční procesy se vyvíjejí v okolních oblastech moře. Konvekce pokrývá významné vrstvy vody (do hloubky 400-600 m) a v některých abnormálně chladných letech dosáhnou spodních vrstev hlubinného vodního umyvadla, ventilace studené, relativně homogenní hluboké vodné hmotnosti, což je 80% celkového objemu moře. Po celý rok zůstávají severozápadní části moře chladnější než jižní a jihovýchod.
Výměna vody přes úžiny má dominantní účinek na hydrologický režim na jih a východní polovinu moře. Prostřednictvím korejského průlivu subtropických vod Kurosio pobočky po celém roce jižní oblasti moře a vody přilehlé k pobřeží japonských ostrovů až po laberose Strait, s výsledkem, že voda východního moře Moře je vždy teplejší než západní.
Tato sekce shrnuje základní informace o prostorové distribuci a variabilitě teploty a slanosti mořské vody, vodních hmot, proudů, přílivů a ledových podmínek japonského moře, na základě publikovaných prací a analýzou grafického materiálu atlasu. Všechny hodnoty teploty vzduchu a vody jsou uvedeny ve stupních Celsia (O C) a slanosti - v ppm (1 g / kg \u003d 1).
Na horizontální teplotě vody distribuce na povrchu severní a jižní části moře jsou jasně rozděleny tepelným přední, jehož pozice během všech období roku zůstává přibližně konstantní. Tato fronta odděluje teplé a slané vody jižního sektoru moře z chladnějších a skládacích vod severní části moře. Horizontální teplotní gradient na povrchu vpředu přes přední změny z maximálních hodnot 16 ° / 100 km v únoru, na minimum - 8 ° / 100 km v srpnu. V listopadu - prosinec je sekundární fronta vytvořena paralelně s ruským pobřeží paralelně s gradientem 4 ° / 100 km. Teplotní rozdíl v celé oblasti mořské vody ve všech ročních obdobích zůstává téměř konstantní a rovna 13-15 °. Teplý měsíc je srpen, když teploty na severu jsou 13-14 °, a na jihu, v korejském průlivu, dosahují 27 °. Nejnižší teploty (0 ... -1,5 0) jsou charakteristické pro únor, kdy je led vytvořen v severních mělkých oblastech a v korejském průlivu, teplota se teplota sníží na 12-14 °. Velikost sezónních změn ve teplotě vody na povrchu se obecně zvyšují od jihovýchodu na severozápadně od minimálních hodnot (12-14 0) od korejského průlivu - na maximum (18-21 0) ) Ve střední části moře a haly. Peter velký. Pokud jde o průměrné roční hodnoty, negativní teplotní anomálie vyskytují v období od prosince do května (v zimě monzunu), a pozitivní - od června do listopadu (letní Monson). Nejsilnější chlazení (negativní anomálie na -9 °) se vyskytuje v únoru v oblasti 40-42 ° C.Sh., 135-137 ° VD a největší zahřívání (pozitivní anomálie více než 11 °) je pozorováno a srpen Peter Bay Skvělé.
S nárůstem hloubky rozsahu prostorových změn teploty a jeho sezónní oscilace na různých horizontech se výrazně zúží. Již na horizontu 50 m, sezónní výkyvy teploty nepřesahují 4-10 0. Maximální amplitudy teplotních výkyvů v této hloubce jsou označeny v jihozápadní části moře. Na horizontu 200 metrů, průměrné měsíční hodnoty teploty vody na všech sezónách se zvyšují od 0-1 0 na severu moře - až 4-7 ° na jihu. Poloha hlavní vpředu zde se nemění vůči povrchu, ale jeho megy se projevuje v pozemku mezi 131 ° a 138 ° V. V centrální části bazénu na sever od hlavní přední části je teplota na tomto horizontu 1-2 0 a jižní - se zvyšuje s skokem na 4-5 °. V hloubce 500 m se teplota v celém moři mírně liší. Je to 0,3-0,9 ° a prakticky neposkytuje sezónní variace. Zóna předního oddílu v této hloubce se neprojevuje, i když v regionu sousedícím s pobřeží Japonska a Koreje, dochází k určitému zvýšení teploty v důsledku přenosu tepla do hlubokých vrstev vortexových formací, které se aktivně objevují v této oblasti moře.
Z regionálních vlastností distribuce teploty horizontální teploty je nutné poznamenat oblast oblasti, vortex vzdělávání a pobřežní fronty.
Apveling W. jižní pobřeží Primorye je intenzivně vyvinuta na konci října - začátkem listopadu, ale některé případy jeho prchavého projevu lze identifikovat v září - začátkem října. Průměr skvrn studených vod v oblasti omývání zóny je 300 km a teplotní rozdíl mezi jeho středem a okolními vodami může dosáhnout 9 0. Vznik navrhování je splatný nejen pro amplifikaci hlubinného oběhu, ale také především monzunová změna větrů, která je přesně omezena tímto časovým intervalem. Silné severozápadní větry, které se setkávají s pevninou, vytvářejí příznivé podmínky pro rozvoj apwellingu v této oblasti. Koncem listopadu, pod vlivem chlazení, je zničeno stratifikací v oblasti apwelling zóny a rozložení teploty na povrchu se stává rovnoměrnější.
V pobřežní zóně severozápadní části japonského moře (v oblasti přímořského průtoku) se čelní část tvoří na začátku léta uprostřed celkového zvýšení teploty povrchové vrstvy. Hlavní přední vede rovnoběžně s pobřeží. Kromě toho existují sekundární fronta orientovaná kolmo k břehu. V září-říjnu je hlavní fronta přítomna pouze v severní části moře a jižní pozorované oddělené skvrny studené vody, omezené frontami. Je možné, že vzhled buněk studené vody z pobřeží je způsoben rychlým ochlazením povrchové vrstvy v mělkých oblastech. Tyto vody, po konečném zničení termoklau, jsou distribuovány ve směru otevřené části moře ve formě kontinuálních vniknutí.
Nejaktivnější formace vírů se vytvoří na obou stranách přední strany a pokrývají významné vody, anomálie přispívají v oblasti horizontálního rozložení teploty.
Nedostatek vody úpravy japonského moře se sousedními bazény v hloubkách více než 200 m, stejně jako aktivní větrání hlubokých vrstev v důsledku podzimní-zimní konvekce v severozápadních regionech, vést k jasnému oddělení tloušťky vody Pro dvě vrstvy: v blízkosti povrchu Aktivní vrstvacharakterizované sezónní variabilitou a hloubkakde jak sezónní, tak prostorová variabilita nejsou téměř stopovány. Podle stávajících odhadů se hranice mezi těmito vrstvami nachází v hlubinách 300-500 m. Extrémní hloubky (400-500 m) jsou omezeny na jižní část moře. To je způsobeno sestupným pohybem vody pozorovaným v centru rozsáhlého anticyklonického meandru z East korejského průtoku, stejně jako se variacemi pozice přední zóny na svých severních a východních hranicích. Na horizont 400 m, sezónní teplotní výkyvy z pobřeží Japonska se vysleduje, což je důsledek snížení vody v anti-cyklónových CYPhans, které jsou tvořeny interakcí tsushimianova toku s pevninovým svahem. Vysoké hodnoty hloubky penetrace sezónních teplotních výkyvů (až 400-500 m) se nacházejí v tatarském průlivu. Je to především kvůli konvektivním procesům a významnou sezónní variabilitou parametrů povrchových vod, jakož i intronistnou variabilitou intenzity a prostorové polohy větve tsushimianového toku. Na pobřeží jižní Primorye se sezónní variace teploty vody se projevují pouze v horní tři stermetrové vrstvě. Pod touto hranicemi nejsou výkyvy sezónních teploty téměř nesledovány. Jak je vidět na svislých řezech teplotního pole, charakteristiky aktivní vrstvy podléhají významným změnám nejen v sezónním pokroku, ale také z oblasti do okresu. Voda hluboké vrstvy zabírající asi 80% objemu moře je slabě stratifikovaná a má teplotu od 0,2 do 0,7 °.
Tepelná konstrukce vody aktivní vrstvy se skládá z následujících prvků (vrstev): horní quasomorbonová vrstva (VKS), sezónní vrstva skok Teplota I. základní termocline. Charakteristika těchto vrstev v různých sezónách v oblasti vody mají regionální rozdíly. Na břehu Primorye, v létě, nižší hranice VKS je v hloubce 5-10 m, a v jižních obdobích je zapojena do 20-25 m. V únoru, nižší hranice VKS v Jižní sektor je v hloubce 50-150 m. Sezónní termocline je zesílen od jara do léta. V srpnu se vertikální gradient v něm dosáhne maximálně - 0,36 ° / m. V říjnu je sezónní termoklous zničena a sloučena s hlavním, který se nachází v průběhu roku v hloubce 90-130 m. V centrálních oblastech moře jsou výrazné vzory udržovány na pozadí obecného snížení kontrastů. V severní a severozápadní části moře je hlavní termoklous oslaben a někdy chybí vůbec. Sezónní termoklous zde začíná tvořit se začátkem jarních vod a existuje až do zimního období, když je zcela zničen konvekcí v celé vodní vrstvy vody.
Distribuce horizontální slanosti
Velkoplošné vlastnosti slanosti distribuce na povrchu jsou určeny vodou přívodem moře se sousedními mořskými bazény, srážení a vyvážení odpařování, tvorba ledu a tání, stejně jako kontinentálního toku v pobřežních oblastech.
V zimní sezóně, pro většinu části moře, slanost vody přesahuje 34, což je splatné především příjemem vysoce hlavopisu (34,6) z východního Číny moře. Méně solené vody jsou soustředěny v pobřežních oblastech asijské pevniny a ostrovů, kde jejich slanost klesá na 33,5 ‰ -33.8. V pobřežních oblastech jižní poloviny moře je minimální slanost na povrchu pozorována ve druhé polovině léta a na začátku podzimu, který je spojen s bouřlivými sedimenty druhé poloviny léta a odsolování Waters vyrobené z východu Kamčatka moře. V severní části moře, kromě letního podzimu, je druhá minima slanosti tvořena v období tání ledu tatarského průlivu a Petra Great Bay. Nejvyšší hodnoty slanosti v jižní polovině moře jsou na jaře-letní sezóně, kdy je slavnostní horečka zintenzívněna v této době Pacifik vody z východního Číny moře. Je charakteristická pro postupné zpoždění slanosti maxima z jihu na sever. Pokud v korejském průlivu, maximum přichází v březnu-dubnu, pak se v červnu pozoruje severní pobřeží O. Chonse a laberose Strait v srpnu. Podél pevninského pobřeží se v srpnu koná maximální slanost. Nejvíce fyziologických vod se nachází v korejském průlivu. Na jaře jsou tyto vlastnosti převážně udržovány, ale oblast s nízkou slaností v pobřežních oblastech v důsledku tavení ledu a rostoucí pevniny, jakož i množství srážek. Dále, v létě, po toku Sea East-China, společná plocha slanosti ve vodní oblasti moře se snižuje přes korejský průliv povrchových vod East-čínského moře, společné plocha slanosti. V srpnu je rozsah variability slanosti v celém moři 32.9-33.9. V této době, na severu od tatarského průlivu, slanost klesá na 31,5 a v některých částech pobřežní zóny - až 25-30. Na podzim, kdy severní větry zvyšují severní větry, existuje rozdělení a míchání vody horní vrstvy a dochází k nárůstu slanosti. Minimální sezónní změny v slanosti na povrchu (0,5-1,0 ‰) jsou označeny v centrální části moře a maximum (2-15) - v pobřežních oblastech severu, severozápadní části a v korejštině Úžina. Ve vysokých hloubkách spolu se společným zvýšením hodnot slanosti dochází k prudkému poklesu rozsahu jeho variability v prostoru a čase. Podle měsíčních miniaturních údajů, v hloubce 50 metrů, sezónní změny v slanosti v centrální části moře nepřesahují 0,2-0.4, a na severu a jižně od vodní plochy - 1-3. Na obzoru 100 m, horizontální změny v solinitě jsou položeny v rozmezí 0,5 ‰, a na horizontu 200 m (obr. 3.10) ve všech ročních obdobích roku nepřesahují 0,1, tj. Hodnoty jsou charakteristické pro hluboké vody. Některé velké hodnoty jsou pozorovány pouze v jihozápadní části moře. Je třeba poznamenat, že horizontální distribuce slanosti v hloubkách, velkých 150-250 m, mají velkou podobnost: minimální slanost je omezena na severozápadní části moře a maximum - na jižní a jihovýchod. Zároveň zabita vyjádřená v těchto hloubkách zcela opakuje obrysy tepelné.
Vertikální rozložení slanosti
Svislá struktura pole slanosti v různých částech japonského moře je charakterizována významnou odrůdou. V severozápadní části moře je monotónní zvýšení slanosti s hloubkou všech ročních období roku, s výjimkou zimy, když je téměř konstantní v tloušťce vod. V jižní a jihovýchodní části moře, v teplém období roku, mezilehlá vrstva zvýšené slanosti tvořila vysoce solené vody (34,3-34,5), což přichází přes korejský průliv, je jasně odlišena pod temperovanými povrchovými vodami . Jádro se nachází v hlubinách 60-100 m na severu a jsou poněkud hlubší - na jihu moře. Na sever, slanost v jádře této vrstvy se snižuje a na periferii dosáhne hodnoty 34.1. V zimní sezóně není tato vrstva vyjádřena. V této době roku se změny v slanosti vertikálně nejvíce maximálně nejvíce nepřesahují 0,6-0.7. V omezené oblasti se nachází východně od korejského poloostrově v hloubkách 100-400 m, rozlišuje se meziproduktová vrstva snížené slanosti, která je vytvořena v zimní sezóně v důsledku ponoření povrchových vod v zóně přední oddíly. Salinita v jádře této vrstvy se rovná 34.00-34.06. Sezónní změny ve svislé struktuře pole slanosti jsou dobře patrné pouze v horní 100-250 metrů. Maximální hloubka pronikání sezónních oscilací slanosti (200-250 m) se zaznamenává v zóně rozložení vodou toku tsushimsky. Důvodem je zvláštnosti intra-parkovací mrtvice slanosti v podnovaffaci Pacifik vody vstupujících do moře přes korejský průliv. V horní části Tatarského průlivu, v blízkosti pobřeží Primorye, Koreje, stejně jako na jihu a jihozápadní oblasti. Peter Velké sezónní rozptylové varianty se projevují pouze v horní vrstvě horních 100-150 metrů. Zde je vliv úpravy vody tsushimsky toku oslaben a introgenní změny ve slanosti povrchové vrstvy vod spojených se způsoby tvorby ledu a odtokem řeky jsou omezeny na voda zátok a zátok . Tato oblast s minimálními hodnotami hloubky projevu oscilací sezónních slaností se smísí s vyššími hodnotami, z nichž původ je spojen s pronikáním na severozápadní břehy moře větví s vysokým hlavou vody tsushimsky toku. Celkový pohled na vertikální strukturu pole slanosti poskytuje prostorové části distribuce této charakteristiky a hodnoty tabulek uvedených v atlasu.
Vodní hmotnosti
V souladu se specifickými znaky prostorové-časové variability teploty a slanosti se tloušťka japonské mořské vody skládá z různých vodních hmot, jejichž klasifikace se vyrábí převážně extrémními prvky vertikální rozložení slanosti.
Podle vertikální Vodní hmotnosti otevřené části japonského moře jsou rozděleny na povrchní, meziprodukt a hluboké. Povrch Vodná hmotnost (jeho odrůdy: PSA - Subarktic, PVF - přední zóna, PST - subtropický) se nachází v horní směsné vrstvě a je omezena na dno sezónního termocinu. V jižním odvětvích tepla je to (PST) tvořeno v důsledku míchacích vod pocházejících z mořského a pobřežního voda a pobřežní vody japonských ostrovů a v chladném severu (PSA) - míchání pobřežních oblastí s vodami Otevřené oblasti nábřeží moře. Jak je uvedeno výše, v průběhu roku se teplota a slanost povrchových vod se mění ve velkém rozsahu a jejich tloušťka se pohybuje od 0 do 120 m.
Umístěný níže středně pokročilí Vodovodní vrstva pro většinu moře v teplém období roku se vyznačuje vodou hmotností vysoké slanosti (jeho druh: ppst - subtropický, PPSTT - transformovaný), z nichž jádro je umístěno v hloubce 60-100 m a dolní hranici v hloubce 120-200 metrů. Salinita ve svém jádře je 34.1-34.8. V místní oblasti na východ od pobřeží korejského poloostrova v hloubkách 200-400 m se rozlišuje vodná hmotnost nízké (34.0-34.06) slanosti.
Hloubka Vodná hmotnost je běžně označována jako voda Japonského moře samotné, pokrývá celou spodní vrstvu (hlubší než 400 m) a je charakterizována homogenními hodnotami teploty (0,2-0,7 °) a slanost (34.07-34.10). Vysoký obsah rozpuštěného kyslíku v něm označuje aktivní aktualizaci hloubkových vrstev povrchových vod.
V pobřežní oblasti Severozápadní část moře díky významné odolnosti vůči pevninovým proudě, exacerbaci přílivových jevů, větrných fenomen a zimní konvekce tvořilo specifickou pobřežní strukturu vody, reprezentovanou kombinací povrchové vody vertikální (pp) méně solené než voda v blízkosti otevřených mořských oblastí a mají výraznější výkyvy teploty, jakož i podpovrchové vody (PPSA) vyšší slanosti a nízkých teplot, které jsou vytvořeny během zimní konvekce. V některých oblastech (Tatar Straie, Petra Great Great Bay) během intenzivní tvorby gland v zimě, vysoce kvalitní (až 34,7 ‰ a velmi studené (až -1,9 0) (DSH). Navigace ze dna, to Dokáže dosáhnout okrajů police a spláchnout podél kontinentálního svahu, který se účastní větrání hlubokých vrstev.
Na straně police, kde je řezání pevniny malé, oslabení nebo dokonce zničení vodní stratifikace s přílivovým mícháním dochází. V důsledku toho je vytvořena studená struktura police, sestávající z relativně studené spolehlivosti povrchové police vody (PSH) a relativně teplý a skládací modifikace hluboké vody (GSH). S určitými směry převažujících větrů je tato struktura zkreslená vzhledem apwellingu. V zimě je zničena silnějším mechanismem - konvekcí. Směšování vody v zónách přílivového míchání se podílí na cirkulaci, které existují v severozápadní části a distribuována mimo meze oblasti jejich vzdělávání, obvykle zvažuje jako "vody přímořského průtoku".
| Charakteristika staveb vody a vodních hmot v severozápadní části |
||||
| Japonské moře (numerátor - únor, denominátor - srpen) |
||||
| Struktura vody |
Vodní hmotnosti |
Hloubky lososů, m |
Teplota, |
Soli, ‰ |
| Kubtropický |
0-200 |
> 8 |
33,9-34,0 |
|
| 0-20 |
> 21 |
33,6-33,8 |
||
| chybějící |
chybějící |
chybějící |
||
| 30-200 |
10-15 |
34,1-34,5 |
||
| Hloubka |
>200 |
0-2 |
33,9-34,1 |
|
| >200 |
34,0-34,1 |
|||
| Polární zóny |
0-50 |
3 - 6 |
33,9-34,0 |
|
| 0-30 |
18-20 |
33,5-33,9 |
||
| chybějící |
chybějící |
chybějící |
||
| 30-200 |
33,8-34,1 |
|||
| Hloubka |
>50 |
0-2 |
33,9-34,1 |
|
| >200 |
33,9-34,1 |
|||
| Podrážka |
0-ne |
0-3 |
33,6-34,1 |
|
| 0-20 |
16-18 |
33,1-33,7 |
||
| Hloubka |
0-ne |
0-3 |
33,6-34,1 |
|
| 33,9-34,1 |
||||
| Pobřežní |
chybějící |
chybějící |
chybějící |
|
| 0-20 |
16-19 |
>32,9 |
||
| 0-ne |
-2 - -1 |
>34,0 |
||
| chybějící |
chybějící |
|||
| chybějící |
chybějící |
chybějící |
||
| 1 - 5 |
33,2-33,7 |
|||
| Konvekční zóny |
0-ne |
-1 - 1 |
33,7-34,0 |
|
| na polici |
||||
| Police |
chybějící |
chybějící |
chybějící |
|
| 0-20 |
33,0-33,5 |
|||
| chybějící |
chybějící |
chybějící |
||
| 33,4-33,8 |
||||
Poznámka: V únoru se povrchové a hluboké vodní hmotnosti subarktické struktury neliší ve svých thermohalinových charakteristikách.
Cirkulace vody a průtoku
Hlavními prvky cirkulace cirkulace vody uvedené v atlasu jsou teplé toky jižního a východního a studeného toků severozápadních sektorů moře. Teplé toky jsou iniciovány přílivem subtropických vod, které vstupují skrz korejský průliv, a jsou reprezentovány dvěma vláknami: tok tsushima sestávající ze dvou větví je klidný truchlit a více turbulentní, pohybující se pod pobřeží Honshu a východní korejsky Průtok, který propaguje jeden proud. Podél pobřeží korejského poloostrova. Na šířce 38-39 ° S.SH. Východní korejský proud je rozdělen do dvou větví, z nichž jeden z nich je bohatý ze severu nad výškou Yamato, by měl být ve směru na Sangsko úžinu, druhý, odchylný na jihovýchod, část vod uzavře Cyklonová cirkulace z jižního pobřeží Koreje a druhý je sloučen s pobočkou můra. Tsushimův proud. Kombinace všech větví tsushim a East korejských proudů do jediného proudu dochází v sanganském průlivu, kterým se vyskytuje odstranění hlavní části (70%) příchozích teplých subtropických vod. Zbytek těchto vod se pohybuje dále na sever ve směru tatarského průlivu. Když bylo dosaženo kola, většina tohoto proudu je vyrobena z moře a jen malou částí, šíří se v tatarském průlivu, vede ke studenému průtoku se šíří v jižním směru podél pobřeží pevniny Primorye. Divergenční zóna při 45-46 ° C.sh. Tento průtok je rozdělen do dvou částí: severní - liminální (Schrankou) proud a jižní - přímořského průtoku, který je jižně od Petra Velká zálivu rozdělena do dvou větví, z nichž jeden dává začátek studeného severokorejského proudu, a druhý se otočí na jih a v kontaktu s severním průtokem východního korejského průtoku, tvoří rozsáhlou cyklónovou cirkulaci se středem při 42 ° S.Sh., 138 ° V.D. Nad Japonským dutým. Studený severokorejský proud dosahuje 37 ° C.sh., a pak se spojuje s výkonným proudem teplého východního korejského průtoku, tvořící, spolu s jižní větvkou přímořského průtoku, zónou předního oddílu. Nejméně výrazný prvek obecného cirkulačního schématu je proud západní sakhalin, následující v jižním směru z šířené šířky 48 ° C.Sh. Podél jižního pobřeží. Sakhalin a nesoucí část toku vody tsushimsky toku oddělených od něj na vodní oblasti tatarského průlivu.
V průběhu roku se téměř zachovaly výrazné vlastnosti cirkulace vod, ale kapacita hlavních proudů se mění. V zimě, vzhledem k poklesu toku vody, rychlost obou větví tsushimsky toku nepřesahuje 25 cm / s, a pobřežní větev má větší intenzitu. Celková šířka průtoku asi 200 km je uložena v létě, ale rychlost zvýšení na 45 cm / s. Východní korejský proud je také zesílen v létě, když jeho rychlost dosahují 20 cm / s a \u200b\u200bšířka je 100 km, a v zimě se mizí do 15 cm / s a \u200b\u200bje snížena o šířku až 50 km. Chladné průtoky v průběhu roku nepřekročí 10 cm / s a \u200b\u200bjejich šířka je omezena na 50-70 km (s maxima v létě). V přechodných obdobích (jaro, podzim), charakteristika toků jsou průměrné hodnoty mezi letní a zimy. Rychlost proudů ve vrstvě 0-25 je téměř konstantní a s dalším zvýšením hloubek se sníží až polovina povrchové hodnoty v hloubce 100 metrů. Atlas obsahuje systémy cirkulace vody na povrchu japonského moře v různých obdobích získaných metodami vypořádání.
Přílivové jevy
Přílivové pohyby v japonském moři jsou tvořeny primárně napůl přílivové vlny m, což je téměř čistě stojící, se dvěma amfidromickými systémy umístěnými v blízkosti hranic korejských a tatarských průlivů. Synchronní výkyvy v přílivovém profilu hladiny moře a přílivové toky v tatarových a korejských průlivech se provádějí pod zákonem dvou zóně, jejichž býčí zápasy pokrývá celou středovou hlubokou část moře a uzly linky jsou umístěny v blízkosti hranic určených průlivů.
Propojení moře s přilehlými umyvadly přes tři hlavní průlivy přispívá k tvorbě indukovaného přílivu v něm, jehož vliv, který je založen na morfologických rysech (mělká voda kůlen ve srovnání s hloubkou moře) ovlivňuje průlivy a oblasti přímo přilehlé. Moře je pozorováno semi-dostatečné, denní a smíšené přílivy. Největší výkyvy hladiny jsou zaznamenány v extrémních jižních a severních oblastech moře. V jižním vchodu do korejského průlivu, rozsah přílivu dosáhne 3 m. Vzhledem k tomu, že se pohybuje na sever, rychle se sníží a těstoviny nepřesahují 1,5 m. Ve středu moře jsou přílivy malé. Podél východní pobřeží Korea a ruská Primorye před vstupem do Tatarového kůlny, nejsou více než 0,5 m. Stejné množství přílivů ze západních břehů Honshu, Hokkaido a South-West Sakhalin. V tatarském průlivu je velikost přílivu 2,3-2,8 m. Zvýšení hodnot přílivu v severní části tatarského průlivu je díky své nálevkové formě.
V otevřených prostorách moře, většinou projevující přílivové toky s rychlostmi 10-25 cm / s. Složitější přílivové toky v průlivech, kde mají a velmi významné rychlosti. Tak, v sangara průlivu rychlosti přílivových toků, 100-200 cm / s dosáhne 100-200 cm, v průlivu labere - 50-100 cm / s, v korejštině - 40-60 cm / s.
Podmínky ledu
Při ledových podmínkách lze japonské moře rozdělit do tří okresů: Tatarový průliv, oblast podél pobřeží Primorye z mysu Rotary do Cape Belkiny a zálivu Petra Velikého. V zimě se led neustále pozoruje pouze v tatarském průlivu a zálivu Petra Velikého, na zbytek vodní plochy, s výjimkou uzavřených zátok a zátoky v severozápadní části moře, není vždy tvořen. Nejchladnějším okresem je Tatarova úžina, kde je v zimní sezóně tvořeno více než 90% všech ledu pozorovaných v moři. Podle mnoha let těchto údajů je doba trvání období ledu v Petru Petra Gulf Velikých 120 dnů a v tatarském průlivu - od 40-80 dnů v jižní části průlivu až 140-170 dnů ve své severní části.
První vzhled ledu se vyskytuje v vrcholcích zátok a zátoky zavřené z větru, vzrušení a mají odsadenou povrchovou vrstvu. V mírné zimě v zátoce Petra Velký první led tvořený ve druhém desetiletí v listopadu, a v tatarském průlivu, v vrcholcích zátok, sovětský přístav, Chheechev a Prioleva Nevelsky, primární formy ledu pozorovány počátkem listopadu. Časné oslnění v Peropu Petra Velikého (Amur Bay) přichází brzy v listopadu, v tatarském průlivu - ve druhé polovině října. Později - na konci listopadu. Začátkem prosince je vývoj ledu krytu podél pobřeží ostrova Sakhalinův ostrov rychleji než u břehu pevniny. V té době, ve východní části tatarského průlivu v této době ledu více než v západní. Do konce prosince, množství ledu ve východních a západních částech je vyrovnáno a po dosažení paralel z Cape Surkum, směrem hrany se změní: jeho posun podél pobřeží Sakhalinu zpomaluje a podél pevniny - je aktivován.
V japonském moři Ice Pokrov dosáhne maximálního vývoje v polovině února. Ve středně ledu, 52% plochy tatarského průlivu a 56% Petera Velké zátoky jsou pokryty.
Tání ledu začíná v první polovině března. V polovině března, otevřená vodní oblasti Petera Great Bay a všechny jsou zúčtovány z ledu přímořské pobřeží Cape Golden. Hranice krytu ledu v tatarském průlivu ustoupí na severozápad a ve východní části průlivu v této době je purifikace z ledu. Včasné očištění moře z ledu přichází ve druhém desetiletí dubna, později - na konci května - začátkem června.
Hydrologická podmínková hala. Peter velký a pobřežní
zóny primorského krai
Petra Great Bay je nejrozsáhlejší v japonském moři. Nachází se v severozápadní části moře mezi paralely 42 0 17 "a 43 ° 20" s. sh. a Meridians 130 ° 41 "a 133 ° 02" v. Voda zátoka Petra The Great Bay je omezená z moře Linusu spojující ústa řeky Misty (Tyumen-Ula) s otočným množstvím. Po této lince se šířka zátoku dosáhne téměř 200 km.
Poloostrov Muraviev-Amur a skupina Islands.Petra Great Bay se nachází na jihozápadě, je rozdělena do dvou velkých zátoků: Amur a ussuriysky. Amur Bay. Je to severozápadní část Petera Velké zálivu. Ze západu je omezen na pobřeží pevniny, a od východu - křečový poloostrov Muravyev-Amur a ostrovy, ruštiny, popova, hrábě, Rykorda. Jižní hranice Amurského zálivu je linie spojující Cape Bruce s ostrovy celého a Jaggie. Záliv se rozprostírá v severozápadním směrem o asi 70 km a jeho plátno, které průměruje 15 km, v rozmezí od 13 do 18 km. Ussuri bay. Zabírá severovýchodní části Petra Velké zálivu. Ze severozápadu je omezena na poloostrov Amur Muravyev, ruský ostrov a leží jihozápadně od posledních ostrovů. Jižní zálivová hranice je linie, která spojuje jižní špičku ostrovů Jaggie a Ascold.
Oblast Petra Great Bay je asi 9 tisíc km 2, a celková délka pobřeží, včetně ostrovů, je asi 1500 km. Na rozsáhlé vodní oblasti zálivu je mnoho různých oblastí ostrovy, zaměřené, zejména v západní části zálivu ve formě dvou skupin. Severní skupina se nachází jihozápadně od poloostrova Amur a oddělila od ní bosforový východ. Tato skupina se skládá ze čtyř velkých a mnoha malých ostrovů. Největší v této skupině je ostrov ruštiny. Southern Group je ostrovy římského Corsakova - zahrnuje osm ostrovů a spoustu ostrůvků a skal. Nejvýznamnější je ostrov Big Pelis. Ve východní zálivu jsou dva více velkých ostrovů: putyatina, která se nachází mezi šipkami zálivu a ASHOLD, ležící jihozápadně od ostrova putitinu.
Nejvýznamnější Úžina Je to bosforový východ, oddělující od Amur Amur poloostrova ruština. Průliv mezi ostrovy římského Corsakova hlubokého a širokého; Mezi ostrovy přiléhajícími k poloostrově Amur Muravyev, jsou úžiny užší.
Pobřeží Petra Great Bay je velmi navíjení a tvoří spoustu sekundárních zátok a zátoky. Nejvýznamnější z nich jsou zátoky obce, Amur, ussuriy, šípy, východ a Nakhodka (Amerika). Na západním pobřeží jižní části Amurského zálivu, Slavic Bay, zálivu Tabernaya, Narva a přepravovaných. Pobřeží severovýchodní části Amur a severozápadní části Ussuri Bay je poměrně slabě snížena. Na východním břehu Ussuri Bay, zátoky Sukhodol, Andreeva, Velesakovsky, Vampat a Pododyapolsky vynikly. Daleko sedící v moři Mausi tvoří skalnaté, většinou zatažené břehy, ohraničené kameny. Největší z poloostrov Jsou: Gamova, Bruce a Amur Muravyev.
Reliéf Dna. Záliv Petra Veliká je charakterizována vyvinutou mělkou vodou a strmým svahem pevniny, robustní podvodní kaňony. Sklon pevniny se koná v 18 a 26 mil jižně od Astold a Ramikordských ostrovů téměř rovnoběžně s linkou spojující ústa řeky Misty a Cape Rotary. Spodní v zálivu Petra Velikého je poměrně a hladce stoupá z jihu na sever. Ve východní části hloubkové zátoky, hloubky dosahují 100 m a více a v západní nepřesahují 100 m. Vstup do hloubky se prudce zvyšuje. Na pevninském svahu v šířce pásma od 3 do 10 mil do hloubky se liší od 200 do 2000 m. Sekundární zátoky - Amur, ussuriysky, Nakhodka - mělká voda. V zálivu Amur je spodní úleva poměrně hladká. Z břehů horní části zálivu se rozkládají rozsáhlé mělky. Ze severozápadního břehu ostrova, prahová hodnota pod vodou s hloubkami 13-15 m. U vchodu do Ussuri zátoky hlubin je 60-70 m, pak se sníží na 35 m ve střední části zálivu a až do 2-10 m nahoře. V zátoce, hloubka přívodní hloubky dosahuje 23-42 m, ve střední části 20-70 m, a horní část zálivu je obsazena mělkou vodou s hloubkami menší než 10 m.
Meteorologický režim Petra Skvělá zátoka, určete monzunový oběh atmosféry, geografická poloha Prostor, dopad chladného přímořského moře a teplého tuushimského (na jihu) proudů. Od října-listopadu do března, v důsledku působení vytvořených atmosférických center (asijský maximální atmosférický tlak a minimum Aleutian), převod studeného kontinentálního vzduchu z pevniny k moři (zimní monzun). Výsledkem je, že v zátoce Petra je skvělý, mrazivý je instalován, bezmračný počasí s malým množstvím srážek a převaha větrů severních a severozápadních destinací. Jarní vítr je nestabilní, teplota vzduchu je relativně nízká a dlouhá doba suchého počasí jsou možné. Letní monzun funguje od května-června do srpna-září. V tomto případě se převod koná mořský vzduch Pro pevninu a tam jsou teplé počasí s relativně velkým množstvím srážení a mlhy. Podzim v zálivu Petera Veliká je lepší čas Roky - obvykle teplé, suché, s převahu jasného, \u200b\u200bslunečného počasí. Teplé počasí udržuje za sedm let do konce listopadu. Obecně platí, že stálé monzime počasí příroda je často narušena intenzivním cyklonovým aktivitám. Průchod cyklonů je doprovázen zvýšení oblačnosti s kontinuálním, liverským srážením, zhoršující se viditelnost a významnou bouřkou. Průměrné roční srážky v regionu Vladivostok dosáhne 830 mm. Atmosférické srážky jsou minimální v lednu a únoru (10-13 mm). V letním období představuje 85% roční výši srážek a v srpnu 145 mm klesne v průměru. V některých letech, srážení, srovnatelné z hlediska částky s měsíčními normami, mohou nosit volleune, krátkodobou povahu a vést k přírodním katastrofám.
V každoročním průběhu polovinných měsíčních hodnot atmosférický tlak Minimum (1007-1009 MB) je dodrženo v červnu-červenci a maximálně (1020-1023 MB) v prosinci-leden. V amir a ussuri zátokách se fluktuační rozsah tlakových hodnot z maximálních až minimálních hodnot postupně zvyšuje odstraněním z pobřežních oblastí do kontinentálního. Krátkodobé změny tlaku v každodenním kurzu dosahují 30-35 MB a doprovázeno ostrými kolísáními rychlostí a větru. Vlastně registrované maximální hodnoty tlaku v oblasti Vladivostok jsou 1050-1055 MB.
Průměrný roční T. emperature Air. Je to přibližně 6 °. Nejchladnější měsíc roku je leden, kdy průměrný měsíční teplota vzduchu v severní části Amur a ussuri zátoky je -16 ° ... -17 °. V horní části Amur a Ussuri Bay může být teplota vzduchu snížena na -37 °. Nejteplejší měsíc roku je srpen, kdy průměrná měsíční teplota stoupá na + 21 °.
Během zimní monzunu, od října-listopad, březen dominuje březen Vítr Severní a severozápadní směry. Na jaře, když mění zimní monzun v létě, jsou větry stabilní. V létě převažují jihovýchodní větrů v zálivu. Klid je v létě častěji označen. Průměrná roční rychlost větru se liší od 1 m / s (v horní části zálivu Amur) na 8 m / s (Askold Island). V některých dnech může rychlost větru dosáhnout 40 m / s. V létě je rychlost větru menší. V topech Amur a ussuri zátoka je průměrná měsíční rychlost větru 1 m / s, v zátokách a zátokách - 3-5 m / s. Storms jsou spojeny především s cyklonovými aktivitami a jsou pozorovány především v chladném období roku. Největší počet dní s větrem bouře se slaví v prosinci-leden a je 9-16 měsíčně. Na vrcholcích Amur a ussuri zátoky nejsou ročně pozorovány bouře větry.
V zátoce Petera tajfun, vznikající v tropických zeměpisných šířkách, v oblasti Filipínské ostrovy. Japonské moře a primorsky Krai převážně v srpnu-září vyjdou asi 16% všech tropických cyklónů, které se objevují. Cesty jejich pohybu se vyznačují velkým množstvím, ale nikdo neopakuje trajektorii druhého v přesnosti. Pokud Typhoon není zařazen do zálivu Petera Velikého a je pozorován pouze v jižní části japonského moře, stále ovlivňuje počasí v této oblasti: Existují silné deště a vítr se zvyšuje do bouře.
Hydrologická charakteristika
Distribuce horizontální teploty
Teplota vody na povrchu zažívá významnou sezónní variabilitu v důsledku hlavně interakce povrchové vrstvy s atmosférou. Na pružině se teplota vody v povrchové vrstvě na vodní oblasti zátoky změní v rozmezí 4-14 °. Ve vrcholech Amur a Ussuri Bay dosahuje 13-14 ° a 12 °. Obecně platí, že Amur Bay je charakterizován vyššími teplotami než ussuriysky. V létě je zátoka dobře zahřátá. V této době, v topech Amur a Ussuri Bay, dosahuje 24-26 ° v zálivu Ameriky - 18 ° a v otevřené části zálivu - 17 °. Na podzim se sníží pokles teploty na 10-14 ° v sekundárních zátokách a do 8-9 ° v otevřené části. V zimě se celá hmotnost vody ochladí, teplota se pohybuje od 0 do -1,9 °. Negativní teploty se vyskytují v mělké vodě, stejně jako v sekundárních zátokách. Poloha izotermova 0 ° zhruba se shoduje s 50metrem isobátem. V této době je voda otevřené části zátoku teplejší pobřežní a charakterizovaná pozitivními hodnotami teploty. S rostoucí hloubkou se sníží rozsah změny teploty a již v hloubce 50 m nepřesahuje 3 °, a v hlubinách více než 70 metrů se sezónní změny téměř projevují.
Vertikální rozložení teploty
V teplém období roku (duben-listopad) je monotónní snížení teploty s hloubkou. V tuto chvíli je vrstva sezónního termocolu tvořena na podpovrchových horizoncích - všude, s výjimkou mělké vody, kde jsou celé vody dobře zahřáté a smíšené. Na pádu od začátku působení zimního monzunu a chlazení je vzestup studených hlubokých vod na mělké vodě a v hloubce 40 m je tvořena druhá vrstva skoku teploty. V prosinci jsou obě vrstvy skákání teploty pod vlivem konvekce zničeny a celé zimní období (od prosince do března) teplota zůstává konstantní v celé tloušťce zátoky vody.
Rozložení slanosti
Orografické podmínky zátoky a dopad pevniny vytvářejí druh distribučního režimu a variability slanosti. Voda v některých pobřežních oblastech zálivu je určena na slanou vodu a v otevřených prostorách se nachází v blízkosti slanosti moře Seaside Searridge. Roční mrtvice slanosti se vyznačuje minimálně léto a maximální zimy. Na jaře jsou minimální hodnoty slanosti na povrchu omezeny na vrchol Amurského zálivu, kde jsou 28. V horní části Ussuri Bay je slanost 32,5, a ve zbytku vodní plochy stoupá do -33-34. V létě je povrchová vrstva podrobena největší vysoké škole. V horní části zálivu Amur je slanost 20% a obecně v pobřežních vodách a sekundárních zátokách nepřesahuje 32,5 a zvyšuje se v otevřených prostorách na 33,5. Na podzim je horizontální rozložení slanosti podobné pružině. V zimě, v celé vodní oblasti se slaná v blízkosti 34. V hloubkách více než 50 metrů se slanosti změní v oblasti vodní plochy zátoky v rozsahu 33,5-34,0.
S nárůstem hloubky slanosti, zpravidla se zvyšuje (pružina-podzim) nebo zůstává konstantní (zima). Ve spodní vrstvě zátoky díky procesu koalice během tvorby ledu v zimních měsících se vytvoří voda s vysokou hustotou s teplotou méně -1,5 ° a slanosti 34,2-34,7. V extrémně ledových letech, vysoce detailní vodách, rozmetání na dně dosáhne okrajů police, válce podél svahu a přímořské vrstvy hlubokého voda jsou větrané.
Vodní hmotnosti
V zimní sezóně, v zátoce Petra Velká voda ve svých vlastnostech v rámci celého tloušťky odpovídá hluboké vodní hmotnosti japonského moře (teplota je menší než 1 °, slanost - asi 34 ‰). V dolní části 20 metrů vrstvy během této doby, vodná hmotnost vysoké hustoty s nízkou (až -1,9 °) teploty (až -1,9 °) a vysoká (až 34,8) slanosti, která již zmizí v polovině března, míchání s okolními vodami.
V letní sezóně v důsledku zvýšení přílivu tepla a pevniny dochází k stratifikaci vody. V pobřežních oblastech, zejména v zónách sladkovodních příjmů z úst řek, je zvýrazněna esthaózní vodná hmotnost nízké (v průměru 25 ‰) slanosti, vysoká (v průměru 20 °) v letní sezóně a hloubce distribuce 5-7 metrů. Vodní hmotnosti otevřených ploch zátoce sezónního termoclininu jsou rozděleny do: povrchní pobřeží, extrémně šířící se z povrchu do hloubky 40 m a léto, které mají indexy: teplota - 17-22 °, slanost - 30-33 ‰; Podnázová - do hloubky 70 m s teplotou 2-16 ° a slanosti 33,5-34,0 ‰; A hluboká police - pod horizontem 70 m až dno s teplotou - 1-2 ° a slaností asi 34.
Tok
Cirkulace vod v Perském zálivu Petra Veliký je vytvořen pod vlivem neustálých proudů japonského moře, adorid-uklizeného, \u200b\u200bvětrného a skladových proudů. V otevřené části zálivu je proud přímořského průtoku jasně vysledován, který se šíří v jihozápadním směru s rychlostí 10-15 cm / s. V jihozápadní části zálivu se změní na jih a dává začátek severokorejského průtoku, nejvýraznější na podpovrchových horizontech. V amur a ussuriysk zátoky se vliv přímořského průtoku je jednoznačně projeven pouze v nepřítomnosti větru, když je v USSURI zátoce vytvořena anticyklonová vodní cirkulace a v Amur - Cyclonic. Vítr, penzor jevy a tok řeky řeky (v Amur Gulf) způsobují podstatnou restrukturalizaci toku pole. Systémy hlavních složek celkových toků zmira a ussuriy zátoky, ukázaly v atlasu, ukazují, že největší příspěvek k tokům větru, které v zimní sezóně zvyšuje anticyklonální cirkulaci v zálivu Ussuri a v létě Změny to na Cyclonic. Když cyklóny procházející rychlost celkových toků na povrchu mohou dosáhnout 50 cm / s.
Přílivové jevy
Semi-radikální přílivová vlna je zahrnuta v zálivu Petra Velikého od jihozápadu a šíří se na sekundární zátoky, Wissury a America. Ona stoupá zátoky v čase méně než jednu hodinu. Doba kompletní vody semi-suite příliv je zpomalen v uzavřených zátokách a sekundárních zátokách oddělených ostrovy a poloostrovy. Maximální možné množství přílivů (během jednoho dne) v zálivu je 40-50 cm. Nejdivnější výkyvy přílivové úrovně jsou vyvíjeny v Amurském zálivu v jeho severozápadním okrese, kde je maximální úroveň úrovně poněkud vyšší než 50 cm a méně - v Ussuri zátoce a průliv mezi asi. Dutyatina a pevnina (velikost přílivu je až 39 cm). Přílivové toky v zátoce jsou zanedbatelné a jejich maximální rychlost nepřesahují 10 cm / s.
Podmínky ledu
Ledový režim Okres prakticky nezasahuje do pravidelné navigace po celý rok. V zátoce ledu se nachází v zimní sezóně ve formě pájení a driftování ledu. Začátek tvorby ledu začíná v polovině listopadu v zátokách Amurského zálivu. Koncem prosince, většina zálivu Amur a částečně Ussuri Bay je zcela pokryta ledem. V otevřené části moře je driftování ledu. Maximální rozvoj ledu Pokrov dosahuje konce ledna - polovina února. Od konce února je ledové prostředí usnadněno a v první polovině dubna obvykle trvá plně čištění vodní plochy ledu z ledu. V drsných zimách, zejména v prvním desetiletí února, dosáhne ledu velké soudržnosti, která eliminuje možnost plaveckých plavidel bez použití ledoborce.
Hydrochemické charakteristiky
V této verzi Atlas jsou hydrochemické vlastnosti prezentovány ve formě distribučních map na různých horizontech středně přísných hodnot rozpuštěného obsahu kyslíku (ML / L), fosfátů (μm), dusičnany (μm), silikátové (μm), μm) a chlorofyl (μg / l) pro zimu, jaro, léto a podzim bez dodatečného popisu. Ve zdroji použitých dat (WOA "98) je časový rámec hydrologických ročních období definován následovně. Zimní: leden-březen. Jaro: duben-červen. Léto: červenec-září. Podzim: říjen-prosinec.
Hydraulické akustické vlastnosti
Hlavní změny rychlosti rychlosti zvuku jako sezónní a prostorový prostor se vyskytují ve vrstvě 0-500 m. Rozdíl hodnoty rychlosti zvuku ve stejné sezóně na povrchu moře dosáhne 40-50 m / s, a v hloubce 500 m - 5 m / od. Maximální hodnoty jsou označeny v jižních a jihovýchodních částech moře a minimální - na severu a severozápadu. Rozsah sezónních změn rychlosti zvuku v obou zónách je přibližně stejný a dosahuje 35-45 m / s. Přední zóna přechází z jihozápadně na severovýchod přes centrální část moře. Zde jsou pozorovány ve vrstvě 0-200 m maximální horizontální gradienty hodnot zvukových rychlostí v každém okamžiku (od 0,2 ° C v létě). Zároveň jsou maximální změny v hodnotách rychlosti zvuku horizontálně pozorovány v létě v hloubce 100 m.
Vertikální rozložení rychlosti zvuku v jižním a jihovýchodním moři lze přidělit:
- horní homogenní vrstva, jejichž tloušťka se mění od 50 do 150 m v průběhu roku, přičemž hodnota zvukových rychlostí vyšší než 1490-1500 m / s;
- vrstva hodnot rychlosti skoku s velkými negativními gradienty (v průměru 0,2-0,4 С ¹), šíření do hloubky 300 m;
- vrstva 300-600 m s minimálními hodnotami (a gradienty) rychlosti zvuku;
- hlubší než 600 m je konstantní zvýšení hodnot zvukových rychlostí, zejména v důsledku zvýšení hydrostatického tlaku.
Osa PZK se nachází v hlubinách 300-500 m a pobřeží Japonska je 40 ° S. sh. To klesne na 600 m. Zvukový kanál se šíří z povrchu na dno.
V severní a severozápadní části moře, homogenní vrstva, ale s minimálními hodnotami rychlosti zvuku (méně než 1455 m / s) je vytvořena v zimě a je spojena se zimní konvekcí. Tloušťka vrstvy může dosáhnout 600 m, zatímco je vytvořen povrchový zvukový kanál. Během zbytku roku se změny rychlosti zvuku s hloubkou charakterizují negativními gradienty zvyšujícími od pružiny na podzim na podzim až 0,5-0,8 с с ve vrstvě 0-100 m, minimální přechody ve vrstvě až do 500 ° C. m a dále zvyšuje rychlost zvuku při konstantní hodnotě přechodu. Osa PZK s minimálními hodnotami rychlosti zvuku 1455-1460 m / s v této části moře v zimě jde na povrch, a od jara k podzimu postupně spadá do hloubky 200-300 m. Kdy Stěhování na jih v přední oblasti, osa PZK prudce zapojte až 300 m. Ve střední části moře, šířka zvukového kanálu nepřesahuje 1000-1200 m v zimě, v jaře se zvyšuje na jaře 1500 m a v létě a na začátku podzimu určuje pouze hloubku místa.
Japonské moře leží mezi pevninou Asií, P-Ova Korea, Oh. Sakhalin a japonští ostrovy oddělují ho od oceánu a dvou sousedních moří. Na severu je hranice mezi Japonskými a Okhotskými moři držena podél linie m. Sudeva - m. Tyk na Sakhalin. V průlivu klíně je linka linie m. Sója - m. Krölon. V sangara průlivu, hranice jde podél linie M. Sýrie - m. Estanstán, a v korejském průlivu - by, linka m. Nomo (o. Kyushu) - m. Fukae (o. Goto) - Oh. Chadjudo - korejské ps.
Japonské moře se týká největší a hloubkové moře světa. Jeho oblast je 1062 km 2, objem je 1631 tis. KM 3, střední hloubka je 1536 m, největší hloubka je 3699 m. To je okraj oceánského moře.
Velké ostrovy v japonském moři nejsou. Od malých nejvýznamnějších ostrovů Moneron, Risiri, Okusiri, Obima, Sado, Okinosima, Ulllyndo, Askold, Russian, Putyatina. V korejském průlivu je ostrov Tsushima. Všechny ostrovy (kromě Ulllyndo) jsou v blízkosti břehů. Většina z nich se nachází ve východní části moře.
Pobřeží japonského moře je poměrně slabě řez. Nejjednodušší podél obrysů je pobřeží Sakhalin, více oken pobřeží Primorye a japonských ostrovů. Hlavními zátokami pevninského pobřeží patří de Castries, Sovětský přístav, Vladimir, Olga, Peter Velikého, pózuje, Korejština, o. Hokkaido - Isicari, o. Honshu - Toyama a Vakas.
Krajiny japonského moře
Pobřežní hranice prořízly průlivy, které spojují japonské moře s Tichým oceánem, Okhotsk a východními čínskými moři. Straits se liší v délce, šířce a, co je nejdůležitější, v hloubce, která určuje povahu vodní výměny japonského moře. Prostřednictvím Sangara Projera, japonský moře komunikuje přímo s Tichým oceánem. Hloubka průlivu v západní části je asi 130 m, ve východním východě, kde se nachází maximální hloubkyasi 400 m. Přístřešky Nevelsky a laberose spojují japonsky a Okhotý moře. Korejský průliv, oddělený ostrovy Jedjudo, Tsushima a Ikydzuki do Západního (průchod Brány s největší hloubkou asi 12,5 m) a východní (výletní pasáž s největší hloubkou asi 110 m) části, spojuje Japonské a východní Čínské moře. Simonosek Shed s hloubkami 2-3 m spojuje japonské moře s vnitřním japonštinou. Vzhledem k malým hlubinám průlivů ve vysokých hloubkách samotného moře jsou vytvářeny podmínky pro izolaci jeho hluboké vody z Pacifiku a přilehlých moří, což je nejdůležitější přírodní rys japonského moře.
Rozmanité na struktuře a vnějších formách pobřeží japonského moře na různých místech patří k různým morfometrickým typům břehů. Většinou se jedná o abrazivní, většinou s nízkou změnou, břehy. V menší míře je japonské moře charakteristické pro akumulační břehy. Toto moře je obklopeno převážně horské břehy. Jednotlivé skály jsou vychovávány z vody - Kekuraj - charakteristické útvary pobřeží Yapanoorska. Nejnižší břehy se nacházejí pouze v samostatných částech pobřeží.
Reliéf Dna.
Reliéf dole a tok japonského moře
Japonským mořem je rozděleno do tří částí: Severní - severně od 44 ° C.Sh., Centrální - mezi 40 a 44 ° S.Sh. a jih - jih 40 ° S.Sh.
Severní část moře je jako široká skluzavka, postupně roste a zúžení severu. Spodní část ve směru ze severu do Jihu tvoří tři kroky, které jsou odděleny od jednoho dalších dobře vyslovených říms. Severní etapa je v hloubce 900-1400 m, průměr - v hloubce 1700-2000 m, a jih - v hloubce 2300-2600 m. Povrchy kroků jsou mírně nakloněny na jih.
Pobřežní mělká primorye v severní části moře má asi 20 až 50 km, okraj spimu se nachází v hloubce asi 200 m.
Povrchy severních a středních kroků centrálního okapu jsou více či méně zarovnány. Úleva jižní fáze je výrazně komplikována četnými samostatnými zvyšováním až 500 m. Zde, na okraji jižní fáze, rozsáhlá nadmořská výška "Vityaz" se nachází na šířce 44 ° s minimální hloubkou 1086 m.
Jižní fáze severní části japonského moře se strmou římsou se rozpadne na dno centrální značky. Zbytek římsy je průměrný roven 10-12 °, v některých místech 25-30 ° a výška je přibližně 800 až 900 m.
Střední část moře je hluboká uzavřená povodí, mírně natažená ve východozadném směru. Ze západu, severu a východu, je omezeno na strmé, sestupující do moře svahy horských staveb Primorye, korejské P-OVA, Hokkaido ostrovy a Honsu, az jihu - svahy podmořské nadmořské výšky yamato.
V centrální části moře jsou velmi slabě vyvinuté pobřežní mělké. Relativně široká mělká je pouze v oblasti jižní Primorye. Okraj poškrábání v centrální části moře je velmi jasně vyjádřeno. Dno dna, umístěného v hloubkách asi 3 500 m, na rozdíl od komplexu demontovaných okolních svahů zarovnané. Na povrchu této roviny jsou poznamenány jednotlivé kopce. Přibližně ve středu značky se nachází rozšířený hřebenový hřeben až 2 200 metrů od severu. Jižní část moře je charakterizována velmi obtížným terénem, \u200b\u200bprotože tam jsou hrany velkých horských systémů v této oblasti - Kamčatka, Japonská a ryu-ky. Zde je rozsáhlá podmořská nadmořská výška Yamato, což je dva protáhlé hřebeny tažené ve východní severovýchodní směr s uzavřeným umyvadlem se nachází mezi nimi. Z jihu je široký podvodní hřeben přibližně meridional úsek sousedí s nadmořskou výškou Yamato.
V mnoha oblastech jižního moře je struktura podmořského svahu komplikována přítomností podvodních hřebenů. Na podmořském svahu korejského p-ova mezi hřebeny jsou vysledovány široké podvodní údolí. Kontinentální mělká nemá šířku ne více než 40 km. V korejské oblasti strait, korejský p-oov a oh. Honsu je uzavřen a tvoří mělkou vodu s hloubkami ne více než 150 m.
Klima
Japonským moři leží zcela v monzunové klimatické zóně mírných zeměpisných šířek. V chladné sezóně (od října do března) je ovlivněna sibiřským anticyklonem a minimem Aleutian, který je spojen s významnými horizontálními gradienty atmosférického tlaku. V tomto ohledu dominují silné severozápadní větry s mírou 12-15 m / s a \u200b\u200bvíce a více nad mořem. Místní podmínky mění větrnou atmosféru. V některých oblastech pod vlivem pobřeží úlevy existuje velká opakovatelnost severního větru, v jiných, které jsou často pozorovány. Na jihovýchodním pobřeží je porušena správnost monzunu, dominují zde západní a severozápadní větry.
Během chladné sezóny se Continental Cyclones s výhledem na japonské moře. Způsobují silné bouře a někdy kruté hurikány, které pokračují po dobu 2-3 dnů. Na začátku pádu (září) jsou tropické cyklóny-tyfy přepravovány nad mořem, doprovázené hurikánem větrem.
Zimní monzun přináší japonské moře suchý a studený vzduch, jehož teplota se zvyšuje z jihu na sever a od západu na východ. V nejchladnějších měsících - leden a únor - průměrná měsíční teplota vzduchu na severu asi -20 ° a na jihu asi 5 °, i když jsou často značné odchylky od těchto veličin. V chladných sezónách, suché a jasné počasí v severozápadní části moře, mokré a zataženo - na jihovýchodu.
Teplé období v japonském moři se aplikují na účinky havajského maxima a menší míře deprese, které jsou v létě přes východní Sibiř. V tomto ohledu převažují jižní a jihozápadní větry nad mořem. Tlakové gradienty mezi plochami vysokého a nízkého tlaku jsou však relativně malé, takže rychlost větru je v průměru rovna 2-7 m / s. Významné posílení větru je spojeno s přístupem k moři oceánu, méně často kontinentální cyklóny. V létě a začátku podzimu (červenec - říjen) nad mořem, částka (s maximem v září) Typhoon, který způsobuje hurikánové větry. Kromě letního monzunu, silných a hurikánových větrů spojených s průchodem cyklonů a tyčků jsou v různých částech moře pozorovány místní větry. Oni jsou hlavně kvůli vlastnostem orografie břehů a jsou v pobřežní zóně nejcennější.
V Dálném východním moři
Letní monzun s nimi přináší teplý a mokrý vzduch. Průměrná měsíční teplota Nejteplejší měsíc je srpen - v severní části moře je přibližně 15 °, a asi 25 ° v jižních regionech. V severozápadní části moře existují značné chlazení na schyers studeného vzduchu, který přinesl kontinentální cyklóny. V jarním zatažených počasí převažuje časté mlhy.
Výrazný rys japonského moře je relativně malý počet řek, které do něj proudí. Největší z nich se suší. Téměř všechny horské řeky. Skladem pevniny v japonském moři je přibližně 210 km 3 / rok a je poměrně rovnoměrně distribuován v průběhu roku. Pouze v červenci říčních zásob se mírně zvyšuje.
Geografická poloha, obrysy moře moře oddělené od Tichého oceánu a přilehlých moří s vysokými prahovými hodnotami v průlivech, výrazné monzoony, výměnu vody přes průliv pouze v horních vrstvách - hlavní faktory pro formování hydrologických podmínek japonského moře.
Japonské moře dostává velké množství tepla ze Slunce. Celková spotřeba tepla pro účinné záření a odpařování však přesahuje tok slunečního tepla, a proto v důsledku procesů proudí na povrchu vodního úseku - vzduch, moře ztrácí teplo každoročně. Je doplňován v důsledku tepla, přinesla Pacifik Waters vstupující do průlivů v moři, tedy v průměrném dlouhodobém významu je moře ve stavu tepelné rovnováhy. To naznačuje důležitou roli výměny vodních tepla, zejména přílivu tepla zvenčí.
Hydrologie
Významné přírodní faktory - výměna vod prostřednictvím průlivů, příjem atmosférických srážek na mořském povrchu a odpařování. Hlavním tokem vody do japonského moře se vyskytuje skrze korejský průliv - asi 97% celkové roční příjmu vody. Největší tok vody prochází klávesou Německa - 64% celkové spotřeby; Prostřednictvím průlivů laberose a korejských proudí 34%. Podíl čerstvých složek vodní rovnováhy (pevninová zásoba, srážení) zůstává pouze asi 1%. Hlavní úlohou ve vodní bilanci moře tedy hraje výměnu vody přes úžiny.
Systém výměny vody přes úžiny v japonském moři
Vlastnosti úlevy dna, výměny vody přes průliv, klimatické podmínky tvoří hlavní rysy hydrologické struktury japonského moře. Je podobné subarktickému typu struktury sousedních oblastí Tichého oceánu, ale má své vlastní vlastnosti, které vyvinuly pod vlivem místních podmínek.
Celá tloušťka jeho vod je rozděleno do dvou zón: povrchní - do hloubky průměrného 200 m a hluboko - od 200 m a ke dnu. Voda hluboké zóny je v průběhu roku relativně homogenní ve fyzikálních vlastnostech. Charakteristika povrchové vody pod vlivem klimatických a hydrologických faktorů se mění v čase a prostoru je mnohem intenzivnější.
V japonském moři se rozlišují tři vodní masy: dva v povrchové oblasti: Povrchový Pacifik, charakteristika jihovýchodní části moře a povrchová japonská - pro severozápadní část moře a jedna v hluboké části - Hluboká japonská voda.
Povrchová tichomořská vodná hmota je tvořena vodou tsushimsky proudu, má největší objem na jihu a jihovýchodu od moře. Vzhledem k tomu, že se pohybuje na sever, jeho tloušťka a distribuční plocha se postupně snižují a asi 48 ° C.Sh. Vzhledem k prudkému poklesu hloubky je pokryta mělkou vodou. V zimě, kdy se kód Tsushim oslabuje, severní hranice tichomořské vody se nachází asi 46-47 ° S.SH.
Teplota vody a slanosti
Povrchová tichomořská voda se vyznačuje vysokými teplotami (asi 15-20 °) a slaností (34-34,5). V této vodě se rozlišují několik vrstev, jehož vodologologické vlastnosti a změna tloušťky v průběhu roku:
povrchová vrstva, kde se teplota mění od 10 do 25 ° v průběhu roku a slanost - od 33,5 do 34.5. Tloušťka povrchové vrstvy se liší od 10 do 100 m;
horní mezivrstva má tloušťku od 50 do 150 m. Má významné teploty, slanosti a gradienty hustoty;
spodní vrstva má tloušťku 100 až 150 m. V průběhu roku se změní hloubka a distribuční hranice; Teplota se pohybuje od 4 do 12 °, slanosti - od 34 do 34.2. Dolní mezivrstva má velmi menší vertikální teploty, slanosti a gradienty hustoty. Odděluje povrchovou tichomořskou vodu z hloubky japonštiny.
Vzhledem k tomu, že se přesune na sever, charakteristika tichomořské vody se postupně mění pod vliv klimatických faktorů v důsledku míchání s podkladovou hlubokou jaenoranovou vodou. Při ochlazení a zhroucení tichomořské vody na zeměpisných šířkách 46-48 ° C.Sh. Vzniká povrchová japonská vodná voda. Vyznačuje se relativně nízkou teplotou (průměrem asi 5-8 °) a slanosti (32,5-3,5). Celá tloušťka této vodné hmoty je rozdělena do tří vrstev: povrchní, meziprodukt a hloubka. Stejně jako v Pacifiku, v povrchové japonské vodě, největší změny v hydrologických vlastnostech se vyskytují v povrchové vrstvě s tloušťkou 10 až 150 m a více. Teplota zde se mění od 0 do 21 °, slanosti - od 32 do 34. V mezilehlých a hlubokých vrstvách jsou sezónní změny v hydrologických vlastnostech zanedbatelné.
Hluboká japonská voda je tvořena v důsledku transformace povrchových vod, sestupující do hloubky v důsledku procesu zimní konvekce. Změny v charakteristikách hloubky japonské vody svisle jsou extrémně malé. Převážná z těchto vod má zimní teplotu 0,1 až 0,2 °, v létě 0,3-0,5 °, slanosti v průběhu roku 34.1-34.15.
Teplota vody na povrchu moře japonské, žluté, východní čínštiny, Jiho čínština, Filipino, Sulo, Sulawesi v létě
Rysy struktury vody japonského moře jsou dobře ilustrovány distribucí oceánských charakteristik v něm. Teplota vody na povrchu obecně roste ze severozápadu na jihovýchod.
V zimě se teplota vody na povrchu z negativních hodnot v blízkosti 0 ° na severu a severozápad se stoupá na 10-14 ° na jihu a jihovýchodu. Pro tuto sezónu, dobře vyslovovaný kontrast teploty vody mezi západní a východní části Moře a na jihu se projevuje slabší než na severu a v centrální části moře. Tak, na šířce zálivu Petra Velká několik mořských teplot na západě se v blízkosti 0 ° a na východě dosahuje 5-6 °. To je vysvětleno zejména vliv teplých vod, pohybující se z jihu až po severu ve východní části moře.
V důsledku jara zahřátí povrchová teplota vody v celém moři je poměrně rychle stoupá. V této době začínají teplotní rozdíly mezi západními a východními částmi moře hladké.
V létě se teplota vody na povrchu stoupá od 18 do 20 ° na severu do 25-27 ° na jihu moře. Rozdíly v šířce šířky jsou relativně malé.
Západní pobřeží má teplotu vody na 1-2 ° nižší než východní, kde teplé vody prodlužují od jihu na sever.
V zimě v severozápadním a severozápadním oblastech moře se teplota vody vertikálně liší a jeho hodnoty se blíží 0,2-0,4 °. Ve střední, jižní a jihovýchodních částech moře je změna teploty vody s hloubkou exprimována výraznější. Obecně se povrchová teplota, rovná 8-10 °, se ukládá do obzoru 100-150 m, ze které se hladce snižuje s hloubkou asi 2 až 4 ° na obzoru 200-250 m, pak klesne Velmi pomalu - do 1-1, 5 ° na obzoru 400-500 m, teplota je poněkud nízká (až na hodnoty menší než 1 °) a o tom zůstává na dně.
V létě na severu a severozápadě od moře je pozorována vysoká povrchová teplota (18-20 °) ve vrstvě 0-15 m, klesne prudce hloubkou 4 ° na horizontu 50 m, dále Jeho pokles je velmi pomalé pro horizont 250 m, kde se rovná asi 1 °, hlubší a ke dnu, teplota nepřesahuje 1 °.
Ve středních a jižních částech moře je teplota poněkud hladce hladce s hloubkou a na horizontu 200 m se rovná asi 6 °, které klesne poněkud rychleji a na obzoru 250-260 m se rovná 1,5-2 °, pak se snižuje velmi pomalu a na horizoni 750-1500 m (v některých oblastech na obzoru 1000-1500 m) dosahuje minimálně 0,04-0,14 °, čímž se teplota zvýší na dno na 0,3 °. Tvorba mezilehlé vrstvy minimálních teplotních hodnot je pravděpodobně vazba na ponoření severní části moře ochlazena do tvrdých vod moře. Tato vrstva je poměrně stabilní a je pozorována po celý rok.
Salinita na povrchu moře japonského, žlutého, východního čínštiny, Jižní Číny, Filipino, Sulav, Sulawesi v létě
Průměrná slanost japonského moře, rovnající se asi 34,1, je o něco nižší než průměrná slanost světového oceánu.
V zimě je v jihu pozorována největší slanost povrchové vrstvy (asi 34,5,). Nejmenší slanost na povrchu (asi 33,8) je zaznamenána podél jihovýchodní a jihozápadních břehů, kde některá expedice způsobuje hojné srážky. Pro většinu mořské slanosti je 34, l. V jaře, na severu a severozápadu, odsolování povrchových vod v důsledku tání ledu, a v jiných oblastech je spojena se zvyšujícím se srážkami. Selidně vysoká (34.6-34.7) salinita zůstává na jihu, kde v této době je zvýšen příliv více slaných vod procházejících korejský průliv. V létě se průměrná slanost na povrchu liší od 32,5 ‰ na severu tatarského průlivu na 34,5 ‰ mimo pobřeží. HONSEL.
Ve středních a jižních oblastech moře, sedimenty významně překračují odpařování, což vede k zničení povrchových vod. Na podzim, množství srážek se sníží, moře začíná vychladnout, v souvislosti se zvyšuje slanost na povrchu.
Vertikální mrtvice slanosti se vyznačuje obecně malé změny ve svých hloubkách.
V zimě je v zimě pozorována homogenní slanost z povrchu ke dnu ve většině moře, rovnající se asi 34.1. Pouze v pobřežních vodách je slabě exprimovaná minimální slanost vysledována v horizontu povrchu, pod kterým slanost se mírně zvyšuje a zůstává téměř stejná ke dnu. V této době roku změny ve vertikální slanosti nepřesahují 0,6-0.7, a nedostávají se k němu v centrální části
Jaro-letní odsolování povrchových vod tvoří hlavní rysy letního rozložení slanosti vertikálně.
V létě je minimální slanost pozorována na povrchu v důsledku znatelné odsolování povrchových vod. V podpovrchových vrstev se slanost zvyšuje s hloubkou a jsou vytvořeny znatelné vertikální slané gradienty. Maximální slanost v této době je v horizontech 50-100 m v severních oblastech a na obzoru 500-1500 m v jižním. Pod těmito vrstvami Salinita mírně snižuje a téměř se nemění na dno, zbývající do 33.9-34.1. V létě je slanost hlubokých vod o 0,1 nižší než v zimě.
Cirkulace vody a průtoku
Hustota vody japonského moře závisí především na teplotě. Nejvyšší hustota je označena v zimě a nejnižší - v létě. V severozápadní části moře je hustota vyšší než na jihu a jihovýchodu.
V zimě je hustota na povrchu docela homogenní po celém moři, zejména v severozápadní části.
Na pružině je homogenita hodnot hustoty povrchu rozbitá v důsledku odlišného ohřevu horní vrstvy vody.
V létě nejvíce vysoce horizontální rozdíly v hodnotách povrchové hustoty. Jsou zvláště významné v oblasti míchání vody s různými vlastnostmi. V zimě je hustota přibližně stejná z povrchu na dno v severozápadní části moře. V jihovýchodních plochách se hustota mírně zvyšuje na obzoru 50-100 m, hlouběji na dno se zvyšuje velmi mírně. Maximální hustota je označena v březnu.
V létě, na severozápadě vody, hustota je znatelně procenta. Na povrchu je malý, ostře stoupá na obzoru 50-100 m a hlouběji až ke spodní části zvyšuje hladce. V jihozápadní části moře se hustota významně zvyšuje v podnovinfaci (až 50 m) vrstev, na obzoru 100-150 m je to poměrně stejná, pod hustotou se mírně zvyšuje na dno. Tento přechod se vyskytuje na obzorech 150-200 m na severozápadě a na obzoru 300-400 m na jihovýchodě moře.
Na podzim, hustota začíná vyrovnat, což znamená přechod na zimní typ distribuce hustoty s hloubkou. Spring-letní hustota stratifikace způsobuje spíše stabilní stav vody japonského moře, i když v různých oblastech je vyjádřen v různých stupních. V souladu s tím jsou v moři vytvořeny více či méně příznivé předpoklady pro výskyt a vývoj míchání.
Vzhledem k převrácnosti větrů relativně malé síle a jejich významné posílení během průchodu cyklonů v podmínkách vodního svazku na severu a severozápadě od moře, vítr směšování proniká do horizontů asi 20 m. V méně stratifikovaném vody jižních a jihozápadních okresů, vítr směuje horní vrstvy na obzory 25-30 m. Podzim, svazek se snižuje a větry jsou posíleny, ale v této době roku se zvýší tloušťka horní homogenní vrstvy míchání hustoty.
Autumn-zimní chlazení a ve formování severu a žlázy způsobují intenzivní konvekci v japonském moři. Ve svých severozápadních a severozápadních částech se konvektivní míchání vyvíjí v důsledku rychlého podzimního povrchu chlazení, což pro krátkou dobu pokrývá hluboké vrstvy. S začátkem úvodu je tento proces posílen a v prosinci, konvekce proniká na dno. Ve vysokých hloubkách se šíří na obzory 2000-3000 m. V jižních a jihovýchodních oblastech moře, chlazené na podzim a v zimě v menším rozsahu, konvekce je distribuována hlavně na obzoru 200 m. V oblastech Ostrá změna, konvekce hloubky zvyšuje vodu vody na svazích, v důsledku čehož míchání hustoty proniká do horizontů 300-400 m. Níže míchání omezuje strukturu hustoty vody a větrání dna Vrstvy dochází v důsledku turbulence, vertikálních pohybů a dalších dynamických procesů.
Na nájezdu Tokyo Port
Povaha cirkulace moře je určena nejen vlivem větru působící přímo nad mořem, ale také oběh atmosféry severní Pacifik, jako posílení nebo oslabení přílivu Pacifik vody závisí na tom. V létě jihovýchodní monzun pomáhá zvýšit cirkulaci vody v důsledku přijetí velkého množství vody. V zimě se stálý severozápadní monzun brání toku vody do moře přes korejský průliv, což způsobuje oslabení cirkulace vody.
Prostřednictvím korejského průlivu v japonském moři, voda západní větev Kurosio, která prošla žlutým mořem, se aplikuje na severovýchod podél japonských ostrovů. Tento tok se nazývá tsushimsky tok. V centrální části moře, kopce Yamato, proud Pacific Waters je rozdělen do dvou větví, vzniká zóna divergence, zejména v létě dobře prohlásil. V této zóně vzestup hlubokých vod. Po vyztužení kopce jsou obě větve spojeny v oblasti umístěné na severozápadě od noto.
Zeměpisná šířka 38-39 ° od severní větve toku tsushimsky je oddělena malým proudem na západ, do oblasti korejského průlivu, a přesune se na břehy podél břehů korejské p-Oov. Hlavní hmotnost pacifických vod je vyrobeno z japonského moře přes sangan a laberose Straits, stejné vody, dosahující tatarského průlivu, vede ke studenému přímořskému průtoku pohybu na jih. Jižní Petrový záliv Velkého přímořského proudu se otočí na východ a sloučí se severní větví toku tsushimsky. Bezvýznamná část vody se nadále pohybuje na jih k korejskému zálivu, kde teče do protizánětlivé, tvořené vodami toku tsushimsky.
Tak, pohybující se podél japonských ostrovů z jihu na sever, a podél břehů Primorye - ze severu na jih, voda japonského moře tvoří cyklónový cykloturistika s centrem v severozápadní části moře. Ve středu cyklu je také možné zvednout vodu.
Dva přední zóny se odlišují v japonském moři - hlavní polární frontě tvořené teplými a slanými vodami tsushimského průtoku a studených, méně solených vod přímého průtoku, a sekundární přední, tvořené vodami přímořského průtoku a pobřeží Watery, které mají vyšší teplotu a nižší slanost. Než voda přímořského průtoku. V zimě, polární fronta prochází několika jižními paralely 40 ° S.Sh., a japonské ostrovy jde o ně téměř na severní tip. Hokkaido. V létě je přední uspořádání přibližně stejné, on je jen poněkud posunut na jih, a od břehů Japonska na západ. Sekundární přední průchody v blízkosti pobřeží Primorye, přibližně paralelně s nimi.
Přílivy v japonském moři jsou jasně vyslovovány. Oni jsou vytvořeni hlavně tichomořskou přílivovou vlnou vstupující do moře přes korejský a sangar úžiny.
Moře je pozorováno semi-dostatečné, denní a smíšené přílivy. V korejském průlivu a na sever od tatarského průlivu - semi-trvalé přílivu, na východním pobřeží Koreji, na pobřeží Primorye, na ostrovech Honshu a Hokkaido - denně, v zálivu Petra Skvělé a korejské - Smíšené.
Povaha přílivu odpovídá tokům přílivu. V otevřených prostorách moře se projevují hempie přílivové toky s mírou 10-25 cm / s. Složitější přílivové toky v průlivech, kde mají a velmi významné rychlosti. Takže v sangara proudu rychlosti přílivových toků, 100-200 cm / s dosahuje 100-200 cm, v průlivu labere - 50-100, v korejském průlivu - 40-60 cm / s.
Největší výkyvy hladiny jsou zaznamenány v extrémních jižních a severních oblastech moře. V jižním vchodu do korejského průlivu, rozsah přílivu dosáhne 3 m. Jak se pohybuje na sever, rychle se snižuje a již v Pusan \u200b\u200bnepřesahuje 1,5 m.
Ve střední části moře jsou přílivy malé. Podél východních břehů korejského poloostrově a sovětské primorye před vchodem do Tatarového kůlny nejsou více než 0,5 m. Stejná velikost přílivů ze západních břehů Honshu, Hokkaido a jihozápadního Sakhalinu. V tatarském průlivu je velikost přílivu 2,3-2,8 m. V severní části tataru se zvyšuje výška výšky přílivu, což je způsobeno jeho nálevkovým tvarem.
Kromě přílivu v japonském moři jsou výkyvy sezónních úrovní dobře vyjádřeny. V létě (srpen - září) existuje maximální růst na úrovni na všech břehu moře, v zimě a brzy jaro (leden - duben) je minimální postavení úrovně.
V japonském moři existují salary-nive výkyvy hladiny. Během zimní monzunu se západní pobřeží Japonska může zvýšit o 20-25 cm a pevninový pobřeží je spadat na stejnou hodnotu. V létě, naopak, pobřeží Severní Koreje a Primorye, úroveň stoupá o 20-25 cm a Japonský pobřeží Stejná částka se snižuje.
Silné větry způsobené průchodem cyklóny a zejména tajnotí nad mořem, vyvinout velmi významné vzrušení, zatímco monzoony způsobují méně silného vzrušení. V severozápadní části moře v podzimní-zimním čase převažuje severozápadní vzrušení a na jaře a v létě - východ. Nejčastěji existuje vzrušení o 1-3 bodech násilí, jehož opakovatelnost se za rok mění od 60 do 80%. V zimě převažuje silné vzrušení - 6 bodů a více, jehož opakovatelnost je asi 10%.
V jihovýchodní části moře, díky udržitelnému severozápadu Mussonu, vzrušení ze severozápadu a severu se rozvíjí v zimě. V létě převažuje slabá, nejčastěji jihozápad, vzrušení. Největší vlny mají výšku 8-10 m, a s typhhoony, maximální vlny dosahují výšky 12 m. V japonském moři jsou označeny vlny tsunami.
Severní a severozápadní části moře sousedícího s pevninovým pobřeží, jsou pokryty ledem po dobu 4-5 měsíců ročně, jehož oblast trvá přibližně 1/4 celého moře prostoru.
Arcity
Vzhled ledu v japonském moři je možný v říjnu a poslední led je zpožděn v severu někdy až do poloviny června. Tak, moře zcela prosté ledu je pouze v letních měsících - červenec, srpen a září.
První led v moři je tvořen v uzavřených zátokách a zátokách na břehu pevniny, například v sovětském přístavu, de-castries a Olga Bays. V říjnu - listopad Ice Pokrov se rozvíjí hlavně v zátokách a zátokách, a od konce listopadu - začátkem prosince se led začne tvořit v otevřeném moři.
Na konci prosince je zavedení v pobřežních a otevřených oblastech moře distribuováno do Petera Great Bay.
Mluvit v japonském moři široké distribuce nemá. Dříve je tvořena v zálivu De-Castries, sovětského přístavu a Olgy, v zálivu Petra Great Bay a Wake se objevuje po asi měsíce.
Každý rok jsou zcela zmrazení pouze severní zátoka pevninského pobřeží. Na jih od sovětského přístavu, strávení v zátokách nestabilní a v zimě lze opakovaně probudit. V západní části moře se objeví plovoucí a stacionární led dříve než ve východním východě, je stabilnější. To je vysvětleno tím, že západní část moře v zimě je pod převažujícím účinkem studených a suchých vzduchových hmot se šířících z pevniny. Na východě moře, vliv těchto hmot významně oslabuje, a zároveň se zvyšuje role teplých a mokrých mořských hmotových hmot. Největší vývoj krytu ledu dosahuje kolem poloviny února. Od února do května jsou vytvořeny podmínky příznivé pro tavení ledu (na místě). Ve východní části moře začíná tání ledu "dřívější a je intenzivnější než na stejných zeměpisných šířkách na západě.
Arktika japonského moře se výrazně liší od roku na rok. Mohou existovat případy, kdy ledová zima 2krát a více přesahuje icelismu druhého.
Ekonomický význam
Obyvatelé japonského moře
Populace ryb japonského moře má 615 druhů. Hlavní rybolovné druhy jižního moře jsou sardinky, ančov, makrel, studium. V severních oblastech, hlavně mušle, Freounder, sleď, terpug a losos, se vytěžují v severních regionech. V létě v severní části moře, tuňák proniká, kladivové ryby, sair. Hlavním místem v druhovém složení ryb úlovků je obsazeno Minttai, sardinkou a ančovem.
