Чукотське море (, ) — окраїнне море Північного Льодовитого океану, біля берегів Чукотського півострову і Аляски; сполучене Беринговою протокою з Тихим океаном; обмежено із заходу Протокою Лонга і островом Врангеля, зі сходу мисом Барроу відокремлена від моря Бофорта.
Провідний порт Чукотського моря — Уелен.
Площа 582 тис. км² глибина до 1256 м; розвинене рибальство. Воно судноплавне чотири місяці на рік.
Міжнародна лінія зміни дат перетинає Чукотське море з північного заходу на південний схід. Таким чином вона обминає острів Врангеля і Чукотський півострів.
Географія Головна геологічна особливість Чукотського моря — Басейн Надії — який простягся на 700 км і обмежений із північного сходу Хребтом Геральда. Глибини менш ніж 50 м займають 56 % площі. Чукотське море по зрівнянню з іншими морями Арктики має мало островів. Немає взагалі островів у середині моря і лише нечисленні острови лежать уздовж Сибірського узбережжя.
Море назване на честь народу чукчі, які мешкають на його берегах і на Чукотському півострові. Чукчі традиційно займаються ловлею риби, биттям китів і полюванням на моржів на морі.
З Аляскинського берега до моря впадають такі найбільші річки: Киваліна, Кобук, Коколік, Кукповрук, Кукпак, Ноатак, Утукок, Пітмегея та Вулик, З Сибірського берега найважливіші річки: Амгуема, Іонівеїм, Чегітан.
Межі моря Міжнародна гідрографічна організація так визначає межі Чукотського моря : На заході: східна межа Східносибірського моря [Від північної точки острова Врангеля через цей острів до мису Блоссем звідти до мису Якан на материку (176°40' сх. д). На півночі: лінія від мису Барроу, Аляска () до найпівнічнішої точки острова Врангель (179°30' зх. д.). На півдні: Полярне коло (66°33'39" пн. ш.) між Сибіром і Аляскою (північна межа Берингового моря).
Гідрологія Материковий стік у Чукотському морі вельми малий. Сюди надходять всього 72 км³/рік річкової води або 54 км³/рік дають річки Аляски та 18 км³/рік приносять річки Чукотки. Настільки невеликий береговий стік не впливає суттєво на гідрологічні умови Чукотського моря в цілому, але позначається на температурі і солоності прибережних вод.
В значно більше на природу Чукотського моря впливає водообмін із Центральним Полярним басейном і надходження тихоокеанських вод. Відкрите на північ море має вільне сполучення з холодними водами Північного Льодовитого океану і обмежено пов'язано з Беринговим морем (30 000 км³/рік), що трохи підіймає температуру вод моря. Деяке підвищення температури води в придонних горизонтах на півночі пов'язано з проникненням сюди теплих атлантичних вод.
Температура води Величини та розподіл температури води в морі визначають головним чином радіаційний прогрів і осінньо-зимове вихолоджування водної поверхні.
Взимку і на початку весни температура в підлідньому шарі води розподіляється досить рівномірно по акваторії моря і дорівнює –1,6...–1,8 °C. Наприкінці весни на поверхні чистої води вона підвищується до –0,5...–0,7 °C у кромки льодів і до +2...+3 °C у Берингової протоки. Літній прогрів і приплив тихоокеанських вод із середньомісячною температурою від 0,2 до 4,0 °C підвищують поверхневу температуру Чукотського моря, але вона неоднакова у різних акваторіях. Температура води в серпні в прикрайковій зоні дорівнює –0,1...–0,3 °C в західній частині, біля берега її величини досягають приблизно 4 °C, на схід від меридіана 168° зх. д., де проходить вісь тихоокеанського потоку, вона дорівнює 7—8 °C, а в східній частині Берингової протоки може досягати 14 °C. В цілому західна частина моря холодніше, ніж східна, де головним чином поширюються теплі тихоокеанські води.
Вертикальний розподіл температури води неоднаковий у різних акваторіях у різні сезони. Взимку і на початку весни вона всюди приблизно однакова від поверхні до дна і дорівнює –1,7...–1,8 °C, тільки в районі Берингової протоки на горизонті 30 м відзначається її підвищення до –1,5 °C. Подальший весняний прогрів підвищує температуру на поверхні чистої води, але на горизонтах 5—10 м вона досить різко, а глибше більш плавно знижується до дна. Влітку на півдні і сході моря радіаційний прогрів поєднується з адвекцією тепла, висока температура води поширюється на досить глибокі горизонти, аж до дна. Поверхнева температура +6...+7 °C спостерігається і на горизонтах 10—12 м, звідки вона знижується з глибиною, зберігаючи навіть у дна значення +2,5...+2,0 °C. У центральній частині моря вплив вод Берингового моря проявляється менше, і це відбивається на вертикальному ході температури. Поверхневе значення її (близько +5 °C) охоплює шар завтовшки 5-7 м, потім вона досить інтенсивно знижується до горизонту 30 м, де вона переходить через 0 °C. В районі банки Геральда температура на поверхні декілька знижена талими водами льодів. У шарі від 10 до 15 м температура під впливом теплих вод Берингового моря знову підвищується, від 20 до 40 м температура води знижується до негативних величин, які зберігаються до дна. У північних межах моря в області глибокого Чукотського жолобу у верхніх горизонтах близько 20 м температура води дорівнює 2—3 °C, потім відбувається зниження її до –1,6 °C на глибині 100 м, нижче його вона злегка підвищується до нульових значень у придонному шарі. Це викликано проникненням сюди теплих атлантичних вод із Центрального Арктичного басейну. Восени охолодження води поширюється від поверхні вглиб, вирівнюючи температуру по вертикалі.
Солоність На величину і просторово-часовий розподіл солоності на поверхні Чукотського моря впливають неоднаковий сезонний приплив тихоокеанських, а в прибережній зоні і річкових вод. Взимку і напочатку весни характерна підвищена солоність підлідного шару, що дорівнює приблизно 31 ‰ на заході, близька до 32 ‰ в центральній і північно-східній частинах і найвища (33,0—33,5 ‰) в районі Берингової протоки, куди поширюються солоніші тихоокеанські води. З кінця весни і влітку, коли інтенсивно тане лід, посилюється приплив вод через Берингову протоку і збільшується материковий стік, картина розподілу солоності на поверхні моря стає досить строкатою. Загалом вона збільшується із заходу на схід приблизно від 28 до 30—32 ‰, що відбиває взаємодію вод холодної Чукотської і теплої Тихоокеанської течій. У кромки льодів у результаті їх танення вона зменшується до 24 ‰, а поблизу гирла великих річок її значення рівні 3—5 ‰. В районі Берингової протоки солоність продовжує залишатися найбільшою (32,5 ‰). Восени з початком льодоутворення починається повсюдне збільшення солоності і її рівномірніший розподіл на поверхні моря.
Від поверхні до дна солоність збільшується. Проте зміна її по вертикалі відбувається по-різному в часі і в просторі. Взимку і на початку весни вона, вельми мало змінюється по всій товщі води. Лише на північний захід від Берингової протоки, в сфері впливу тихоокеанських вод досить помітно значне збільшення солоності між горизонтами 20 і 30 м, де вона підвищується від 31,5 до 32,5 ‰. У міру віддалення від зони впливу цих вод підвищення солоності з глибиною не є таким значним і відбувається більш плавно. В результаті весняного танення льоду поблизу його кромки вона різко підвищується в шарі від 5 до 10—15 м від 30 до 31—32 ‰. Нижче збільшення її йде досить повільно і у дна вона наближається до 33 ‰. Подібний хід солоності по вертикалі спостерігається і в прибережній смузі моря з тією лише різницею, що поверхневий шар опріснено набагато сильніше, але він підстилається водами з солоністю 30—31 ‰.
Водні маси Наступні водні маси визначають гідрологічний режим моря: Поверхневі арктичні води з властивими їм океанологічними характеристиками поширені у західних і центральних акваторіях. Опріснена вода біля гирл великих річок, у вузькій прибережній зоні. Глибинні атлантичні води, що мають максимальну температуру 0,7—0,8 °C, поширені на північній околиці моря материковий схил прорізає глибокий Чукотський жолоб, на глибинах 400—450 м Вони проникають сюди від Шпіцбергену за 5 років Проміжний шар формується між поверхневими і атлантичними водами з властивими йому величинами температури і солоності. Тихоокеанські води, займають східну частину моря, вони потрапляють у море через Берингову протоку і зазвичай просуваються у вигляді Аляскинської гілки на північ і схід, але в окремі роки значний розвиток має Лонговська гілка теплої течії, яка через протоку Лонга прямує до Східносибірського моря. У міру просування в Чукотському морі тихоокеанські води змішуються з місцевими, охолоджуються і занурюються в підповерхневі шари. У східній частині моря з глибинами до 40—50 м вони поширюються від поверхні до дна. У більш глибоких північних районах моря тихоокеанські води утворюють прошарок із ядром, розташованим на горизонтах 40—50—100 м, під якими розташовується глибинна вода. У поверхневих арктичних і тихоокеанських водах формуються і руйнуються сезонні шари, пов'язані з внутрішньорічною мінливістю вертикального розподілу океанологічних характеристик.
Течії Поверхневі течії моря в цілому утворюють слабо виражений циклонний кругообіг. Виходячи з Берингової протоки, тихоокеанські води поширюються віялоподібно. Їх основний потік спрямований майже на північ. На широтах затоки Коцебу до них приєднуються опріснені материковим стоком води, що виносяться з цієї затоки. Рухаючись далі на північ, води Беринговоморської течії біля мису Хоп поділяються на два потоки. Один із них продовжує рухатися на північ і за мисом Лісберн повертає на північний схід до мису Барроу. Другий від мису Хоп відхиляється на північний захід. Зустрічая на шляху перешкоду (о. Геральд), цей потік розбивається на дві гілки. Одна з них (Лонговська гілка) прямує на захід до південних берегів острова Врангеля, де зливається з течією, що огинає цей острів зі східного боку. Інша (Геральдовська гілка), продовжує прямувати в північно-західному напрямку, через улоговину Геральд проникає до 73—74° півн. ш. Тут вона зустрічається з місцевими холодними водами і повертає на схід. Друга течія, що прямує до Чукотського моря, з протоки Лонга прямує вздовж материкового узбережжя на південний схід. При досить сильному розвитку Чукотської течії воно заходить у Берингову протоку і поширюється поблизу його західного берега. При слабкому розвитку цієї течії води Беринговоморської течії віджимають її на північний схід.
В результаті зустрічі Беринговоморської і Чукотської течій у південній і середній частинах моря утворюється декілька кругообігів циклонічного типу. Центр одного з таких кругообігів знаходиться у мису Дежньова, а іншого лежить на перетині меридіана від мису Серце-Камінь і паралелі 68 ° півн. ш. У більшості випадків швидкість постійних течій у море буває від 30 до 50 см/с, але в Беринговій протоці при попутних вітрах вона досягає 150 см/с. Найбільший розвиток постійні течії отримують влітку, взимку вони слабшають. Взимку помітно проявляються короткочасні вітрові течії. Припливні течії мають швидкість 10, 15 і 20 см/с. У деяких місцях (бухта Роджерса) швидкість течій збільшується до 70—80 см/с. Напрямок течій змінюється на за годинниковою стрілкою.
Припливи й хвилювання Припливи в Чукотському морі порушуються трьома припливними хвилями. Одна приходить із півночі з Центрального Арктичного басейну, інша проникає із заходу через протоку Лонга і третя прямує з півдня через Берингову протоку. Лінія зустрічі їх проходить приблизно від мису Серце-Камінь до мису Хоп. Зустрічаючись, ці хвилі інтерферують, що ускладнює припливні явища в Чукотському морі. За своїм характером припливи тут півдобові, але відрізняються більшою розмаїтістю швидкостей течій і висот підйому рівня в різних акваторіях моря.
Величина припливу незначна по всьому узбережжю Чукотки. У деяких пунктах це всього 10—15 см. На острові Врангеля припливи значно більше. У бухті Роджерса рівень у повну воду піднімається над рівнем малої води на 150 см, так як сюди приходить сумарна хвиля, що утворюється від складання хвиль, що надходять із півночі і заходу. Така ж величина припливу спостерігається і в вершині затоки Коцебу, але тут великі припливи пояснюються конфігурацією берегів і рельєфом дна затоки.