Принято считать, что Ирландское море занимает акваторию от м. Малл-оф-Галловей до линии м. Сент-Дейвидс-Хед — м. Карнсор. Кельтское море океанографы называют область материковой отмели между южным берегом Ирландии и Великобританией. Кельтское море условно отделяется от Ла-Манша линией от м. Лендс-Энд до м. Уэссон, и южная часть Кельтского моря является одновременно западным районом Ла-Манша. Условная граница между Кельтским морем и Бристольским заливом проходит через остров Ланди.
Рельеф дна
Через все Ирландское море в направлении с С на Ю приблизительно в 20—30 милях от берега Ирландии проходит осевой желоб, состоящий из серии замкнутых депрессий. Самой северной и наиболее глубоководной из них является депрессия в Северном проливе Ее максимальная глубина 272 м, что по меньшей мере на 130 м больше глубины отделяющего ее порога. Следующими по глубине депрессиями с глубинами около 140 м являются депрессии между островом Мэн и полуостровом Ардс и между островом Англси и Дублином. Рельеф этих депрессий в общем не был еще исследован в достаточной степени. Некоторые из них, вероятно, имеют крутые склоны. Осевой желоб Ирландского моря имеет продолжение в проливе Св. Георга и может быть прослежен на Ю приблизительно до 51° с. ш. Основной особенностью рельефа Кельтского моря является система подводных хребтов, вытянутых с СВ на ЮЗ. Они будут рассмотрены ниже.
Геология
Берега Ирландского моря сложены палеозойскими породами, за исключением северной части его восточных берегов, где в основном встречаются породы триасового возраста. Пробы грунта дна в центральной части Ирландского моря не брались. Геофизические исследования позволяют предположить, что большую часть дна Ирландского моря занимает ряд котловин осадконакопления, образованных породами более молодого возраста, чем окружающие районы суши. На основании гравитационных исследований Ботт (1963) установил, что в северной части Ирландского моря мощность слоя осадков достигает 2500 м (каменноугольного — триасового возраста). Остров Мэн представляет собой горстовое поднятие между северной и центральной частями Ирландского моря. К В, без сомнения, развиты триасовые породы, которые выходят на поверхность на островах. Данные сейсмических исследований Хилла (1956) в южной части Ирландского моря показали, что на глубине 1800 м в центральной части залива Кардиган и на глубине 1000 м западнее точки 52°32' с. ш.,5°1о з. д залегают породы палеозоя, для которых характерна высокая скорость распространения волн. Выше их расположены триасовые породы, для которых характерна более низкая скорость распространения волн. Слой породе еще более низкой скоростью имеет максимальную мощность 350 м. Возраст этих пород еще не определен. На основе имеющихся данных можно сделать вывод, что Ирландское море, по видимому, является бассейном триасового осадконакопления тех же размеров и глубины, что и бассейны к 3 и В от Пеннинскнх гор.
Бристольский залив, обрамленный в основном породами верхнего палеозоя, представляет собой синклиналь, заново заполненную красными песчаниками и породами юры, включая киммериджские глины. Ось этой синклинали проходит с ЗСЗ на ВЮВ. Северная часть Кельтского моря мало изучена. Единственная проба грунта мелового возраста с участка 50°20' с. ш., 9° з. д. была описана Дэем (1958).
По аналогии с бассейнами прилегающих районов можно предположить, что большая часть бассейна Кельтского моря сложена мезозойскими или третичными породами.
Донные осадки
Наиболее грубозернистые осадки в Ирландском море находятся в районе между 52 и 53° с. ш. Здесь во" многих местах отмечается галька, песок, ил и ракушечник. К С и Ю от этого района преобладает мелкий песок, хотя встречается и более грубый материал. Еще далее на С и на Ю в районах к 3 и ЮЗ от острова Мэн и м. Карнсор отмечается лишь ил. На основе этих данных Страйд делает выводы: перенос осадков происходит из района грубозернистых осадков в районы тонкозернистых осадков; направление переноса совпадает с направлением, предполагаемым по ориентации песчаных волн. По-видимому, тонкозернистые осадки переместились из центральной части Ирландского моря, а там остались песок и галька, причем последние, возможно, из материала ледниковых морен. Как показали сейсмоакустические исследования, коренные породы в некоторых районах Ирландского моря покрыты слоем рыхлых осадков мощностью до 30 м и более. Считается, что в основном коренные породы Ирландского моря или не обнажены совсем, или обнажены очень мало. Однако это предположение еще не проверено.
В основном для Кельтского моря характерен мелкий песок, хотя изредка также наблюдаются галька и гравий. В направлении с ЮЗ на СВ и с ЗЮЗ на ВСВ в Кельтском море находятся следующие банки: Джонса, Лабади, Грейт-Сол, Кокберн и ряд других, не имеющих названий. Они достигают 40 миль в длину и 55 м в высоту; при этом их вершины лежат на глубине 62—110 м. Структура этих поднятий исследовалась сейсмопрофилированием. Как было обнаружено, эти хребты резко стратифицированы, причем слои залегают параллельно южным склонам банок. Страйд предполагает, что банки появились в плейстоцене или в самом начале современного периода, в периоды низкого уровня моря, так как глубины слишком велики, чтобы предположить, что банки образованы в современный период.
Температура
Для Ирландского моря характерна гомотермия водных масс в течение всего года вследствие интенсивной вертикальной конвекции из-за сильных приливных течений. Поэтому можно считать, что августовские температуры поверхностного слоя представляют для большинства районов среднюю температуру всей толщи воды моря. В центральной части Кельтского моря годовая амплитуда температуры 6° С, но к побережьям она увеличивается и вблизи северо-западного берега Великобритании достигает 12°С Летом поверхностные воды становятся теплее придонных вод только в районе к СЗ от острова Мэн, но даже здесь не развивается слой скачка температуры, сравнимый со слоем скачка в Кельтском море, или в западной части Ла-Манша. В северной части Кельтского моря летом развивается четко выраженный слой скачка температуры, при этом придонные воды прогреваются очень мало. Однако с наступлением осенней конвекции здесь начинают формироваться самые теплые придонные воды. В текущем столетии, наблюдается четко выраженное потепление вод.
Соленость
В зимние месяцы соленость всей толщи воды Ирландского моря практически однородна от поверхности до дна. Она несколько увеличивается от 32 пром. У Северо-Западной Великобритании до 34,8 пром. на границе между Ирландским морем и Кельтским морем и до 35,3 пром. в центральной части Кельтском море. Годовой ход солености в южной части Кельтского моря и изменение гидрологических характеристик в районе перегиба материковой отмели не изучены. По имеющимся сведениям предполагают, что в районе перегиба склона наблюдается резкое изменение значений гидрологических характеристик; здесь бискайская поверхностная вода может иметь соленость до 35,7—36 пром. Летом в Кельтском море при образовании слоя скачка температуры воды низкой солености подстилаются более соленой водой. В августе на границе между Кельтским морем и Ирландским морем развивается максимум солености вследствие распространения на С вихревого потока из северо-восточной части Кельтского моря, вызванного изменением в распределении водных масс из-за прогревания прибрежных вод к ЮЗ от Уэльса.
Приливы
Как установлено, величина приливов в восточной части Ирландского моря больше, чем в западной. Минимальные величины — менее 1,22 м — наблюдаются у юго-восточного и северо-восточного побережий Ирландии, тогда как максимальные — в среднем около 6,10 м — наблюдаются в заливах Моркам и Ливерпульском. В Бристольском заливе вследствие его конфигурации величина прилива увеличивается на В к п. Авонмауз, где наблюдаются максимальные величины сизигийных (более 12,2 м) и квадратурных (6,1 м) приливов. В северной части Кельтского моря между долготами Корка и Уотерфорда приливные течения очень слабые (0,6—0,8 узла в сизигию), что способствует отложению ила в этом районе. Приливные течения в этом районе могут быть несколько усилены за счет ветровых течений, однако в южной части Кельтского моря приливные течения гораздо сильнее (1,4 узла в сизигию) и имеют вращательный характер.
Неприливные течения
Сведения об этих течениях очень немногочисленны. В открытой части Кельтского моря имеют место течения, вызванные ветром и меняющиеся с изменением ветра, однако при установлении преобладающего направления ветра эти течения также приобретают характер установившихся дрейфовых течений. Преобладающими ветрами для Кельтского моря являются ветры с 3 и ЮЗ, так что вследствие эффекта вращения Земли атлантические воды в основном должны поступать в Кельтское море с 3 и СЗ и затем идти в направлении на С через Ирландское море или на В через Ла-Манш и Па-де-Кале. Эти проливы очень узкие и не могут пропустить всю воду, несомую к ним из Кельтского моря.
Данные по солености, указывающие на северный перенос соленых вод через Ирландское море подтверждаются данными анализа распределения планктона. Основной поток воды направлен к В от острова Мэн, причем весной смещен дальше на В, чем осенью. По-видимому, этот поток вызывает круговорот по часовой стрелке, так что вдоль берегов Северного Уэльса, включая Северный Англси, поток воды имеет тенденцию к движению на 3.
Вдоль сильно выдающихся в Кельтском море мысов, таких, как Уэссон, Лендс-Энд, Сент-Дейвидс-Хед и Карнсор, отклоняющиеся потоки течений при своем движении оставляют сушу справа. Эти течения усиливаются при квадоа турных приливах во время теплых или влажных сезонов и могут ослабляться в периоды засушливой или холодной погоды или при сизигийных приливах. Они могут иметь большое значение в биологическом и климатологическом отношении. Как отмечалось выше, по-видимому, летом новые воды поступают в Ирландское море не как зимой, т. е. по всему сечению пролив Св. Георга, а вдоль берегов мыса Сент-Дей-Видс-Хед (Южный Уэльс). Такие течения вдоль сильно выдающихся в море мысов могут стать направленными навстречу основным дрейфовым течениям, вызванным преобладающими ветрами, или могут вызвать значительный водообмен между такими открытыми бухтами и акваториями, как Бискайский залив, Ла-Манш, Бристольский залив и Ирландским морем.
Рельеф дна
Через все Ирландское море в направлении с С на Ю приблизительно в 20—30 милях от берега Ирландии проходит осевой желоб, состоящий из серии замкнутых депрессий. Самой северной и наиболее глубоководной из них является депрессия в Северном проливе Ее максимальная глубина 272 м, что по меньшей мере на 130 м больше глубины отделяющего ее порога. Следующими по глубине депрессиями с глубинами около 140 м являются депрессии между островом Мэн и полуостровом Ардс и между островом Англси и Дублином. Рельеф этих депрессий в общем не был еще исследован в достаточной степени. Некоторые из них, вероятно, имеют крутые склоны. Осевой желоб Ирландского моря имеет продолжение в проливе Св. Георга и может быть прослежен на Ю приблизительно до 51° с. ш. Основной особенностью рельефа Кельтского моря является система подводных хребтов, вытянутых с СВ на ЮЗ. Они будут рассмотрены ниже.
Геология
Берега Ирландского моря сложены палеозойскими породами, за исключением северной части его восточных берегов, где в основном встречаются породы триасового возраста. Пробы грунта дна в центральной части Ирландского моря не брались. Геофизические исследования позволяют предположить, что большую часть дна Ирландского моря занимает ряд котловин осадконакопления, образованных породами более молодого возраста, чем окружающие районы суши. На основании гравитационных исследований Ботт (1963) установил, что в северной части Ирландского моря мощность слоя осадков достигает 2500 м (каменноугольного — триасового возраста). Остров Мэн представляет собой горстовое поднятие между северной и центральной частями Ирландского моря. К В, без сомнения, развиты триасовые породы, которые выходят на поверхность на островах. Данные сейсмических исследований Хилла (1956) в южной части Ирландского моря показали, что на глубине 1800 м в центральной части залива Кардиган и на глубине 1000 м западнее точки 52°32' с. ш.,5°1о з. д залегают породы палеозоя, для которых характерна высокая скорость распространения волн. Выше их расположены триасовые породы, для которых характерна более низкая скорость распространения волн. Слой породе еще более низкой скоростью имеет максимальную мощность 350 м. Возраст этих пород еще не определен. На основе имеющихся данных можно сделать вывод, что Ирландское море, по видимому, является бассейном триасового осадконакопления тех же размеров и глубины, что и бассейны к 3 и В от Пеннинскнх гор.
По аналогии с бассейнами прилегающих районов можно предположить, что большая часть бассейна Кельтского моря сложена мезозойскими или третичными породами.
Донные осадки
Наиболее грубозернистые осадки в Ирландском море находятся в районе между 52 и 53° с. ш. Здесь во" многих местах отмечается галька, песок, ил и ракушечник. К С и Ю от этого района преобладает мелкий песок, хотя встречается и более грубый материал. Еще далее на С и на Ю в районах к 3 и ЮЗ от острова Мэн и м. Карнсор отмечается лишь ил. На основе этих данных Страйд делает выводы: перенос осадков происходит из района грубозернистых осадков в районы тонкозернистых осадков; направление переноса совпадает с направлением, предполагаемым по ориентации песчаных волн. По-видимому, тонкозернистые осадки переместились из центральной части Ирландского моря, а там остались песок и галька, причем последние, возможно, из материала ледниковых морен. Как показали сейсмоакустические исследования, коренные породы в некоторых районах Ирландского моря покрыты слоем рыхлых осадков мощностью до 30 м и более. Считается, что в основном коренные породы Ирландского моря или не обнажены совсем, или обнажены очень мало. Однако это предположение еще не проверено.
В основном для Кельтского моря характерен мелкий песок, хотя изредка также наблюдаются галька и гравий. В направлении с ЮЗ на СВ и с ЗЮЗ на ВСВ в Кельтском море находятся следующие банки: Джонса, Лабади, Грейт-Сол, Кокберн и ряд других, не имеющих названий. Они достигают 40 миль в длину и 55 м в высоту; при этом их вершины лежат на глубине 62—110 м. Структура этих поднятий исследовалась сейсмопрофилированием. Как было обнаружено, эти хребты резко стратифицированы, причем слои залегают параллельно южным склонам банок. Страйд предполагает, что банки появились в плейстоцене или в самом начале современного периода, в периоды низкого уровня моря, так как глубины слишком велики, чтобы предположить, что банки образованы в современный период.
Гидрологический режим
Температура
Для Ирландского моря характерна гомотермия водных масс в течение всего года вследствие интенсивной вертикальной конвекции из-за сильных приливных течений. Поэтому можно считать, что августовские температуры поверхностного слоя представляют для большинства районов среднюю температуру всей толщи воды моря. В центральной части Кельтского моря годовая амплитуда температуры 6° С, но к побережьям она увеличивается и вблизи северо-западного берега Великобритании достигает 12°С Летом поверхностные воды становятся теплее придонных вод только в районе к СЗ от острова Мэн, но даже здесь не развивается слой скачка температуры, сравнимый со слоем скачка в Кельтском море, или в западной части Ла-Манша. В северной части Кельтского моря летом развивается четко выраженный слой скачка температуры, при этом придонные воды прогреваются очень мало. Однако с наступлением осенней конвекции здесь начинают формироваться самые теплые придонные воды. В текущем столетии, наблюдается четко выраженное потепление вод.
Соленость
В зимние месяцы соленость всей толщи воды Ирландского моря практически однородна от поверхности до дна. Она несколько увеличивается от 32 пром. У Северо-Западной Великобритании до 34,8 пром. на границе между Ирландским морем и Кельтским морем и до 35,3 пром. в центральной части Кельтском море. Годовой ход солености в южной части Кельтского моря и изменение гидрологических характеристик в районе перегиба материковой отмели не изучены. По имеющимся сведениям предполагают, что в районе перегиба склона наблюдается резкое изменение значений гидрологических характеристик; здесь бискайская поверхностная вода может иметь соленость до 35,7—36 пром. Летом в Кельтском море при образовании слоя скачка температуры воды низкой солености подстилаются более соленой водой. В августе на границе между Кельтским морем и Ирландским морем развивается максимум солености вследствие распространения на С вихревого потока из северо-восточной части Кельтского моря, вызванного изменением в распределении водных масс из-за прогревания прибрежных вод к ЮЗ от Уэльса.
Приливы
Как установлено, величина приливов в восточной части Ирландского моря больше, чем в западной. Минимальные величины — менее 1,22 м — наблюдаются у юго-восточного и северо-восточного побережий Ирландии, тогда как максимальные — в среднем около 6,10 м — наблюдаются в заливах Моркам и Ливерпульском. В Бристольском заливе вследствие его конфигурации величина прилива увеличивается на В к п. Авонмауз, где наблюдаются максимальные величины сизигийных (более 12,2 м) и квадратурных (6,1 м) приливов. В северной части Кельтского моря между долготами Корка и Уотерфорда приливные течения очень слабые (0,6—0,8 узла в сизигию), что способствует отложению ила в этом районе. Приливные течения в этом районе могут быть несколько усилены за счет ветровых течений, однако в южной части Кельтского моря приливные течения гораздо сильнее (1,4 узла в сизигию) и имеют вращательный характер.
Неприливные течения
Сведения об этих течениях очень немногочисленны. В открытой части Кельтского моря имеют место течения, вызванные ветром и меняющиеся с изменением ветра, однако при установлении преобладающего направления ветра эти течения также приобретают характер установившихся дрейфовых течений. Преобладающими ветрами для Кельтского моря являются ветры с 3 и ЮЗ, так что вследствие эффекта вращения Земли атлантические воды в основном должны поступать в Кельтское море с 3 и СЗ и затем идти в направлении на С через Ирландское море или на В через Ла-Манш и Па-де-Кале. Эти проливы очень узкие и не могут пропустить всю воду, несомую к ним из Кельтского моря.
Данные по солености, указывающие на северный перенос соленых вод через Ирландское море подтверждаются данными анализа распределения планктона. Основной поток воды направлен к В от острова Мэн, причем весной смещен дальше на В, чем осенью. По-видимому, этот поток вызывает круговорот по часовой стрелке, так что вдоль берегов Северного Уэльса, включая Северный Англси, поток воды имеет тенденцию к движению на 3.