ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МОРСКИХ РАЙОНОВ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ АРЕАЛА АТЛАНТИЧЕСКОГО ЛОСОСЯ
Норвежское и Баренцево моря относятся к окраинным водоемам
Северного Ледовитого океана. С запада Норвежское море граничит с Атлантическим
океаном, на юго-западе омывает берега Норвегии, на северо-
западе смыкается с Гренландским, на востоке - с Баренцевым морями.
Последнее омывает северное побережье Восточной Европы, запад-
13
ное побережье Новой Земли, с севера ограничивается Землей Франца
Иосифа и Шпицбергеном (рис. 3). Площадь водной поверхности Норвежского
моря составляет 1340 тыс. км2, объем воды —2325 тыс. км3, средняя
глубина -173 5 м, наибольшая—3970 м. При несколько большей площади
Баренцево море имеет значительно меньшие глубины и объем воды. Площадь
его поверхности составляет 1424 тыс. км2, объем - 316 тыс. км3,
средняя глубина- 222 м, наибольшая - 600 м (Термины..., 1980). Береговые
линии Скандинавского полуострова (в большей степени) и Мурманского
берега Кольского полуострова изрезаны скалистыми фиордами, в
которых возникают локальные приливно-отливные течения. Юго-восточное
побережье Баренцева моря равнинное, заболоченное.
Норвежское, Гренландское и Баренцево моря относятся к Североевропейскому
бассейну, циркуляция вод в котором определяется взаимодействием
теплого атлантического и холодного арктического течений,
осуществляющих перенос вод в противоположных направлениях. Норвежское
и Баренцево моря находятся в зоне влияния теплых атлантических
вод, оказывающих сильное влияние на их гидродинамику, термический
режим и биологическую продуктивность (Каганский и др., 1977;
Муромцев, 1977; Уралов, 1980; Богданов, 1985; Клепиков и др.,1985; Гер-
шанович, Яковлев, 1986). Теплое Североатлантическое течение проникает
в Норвежское море в основном через Фареро-Шетландскую впадину и
движется вдоль Скандинавского полуострова (Норвежское течение), огибает
Скандинавский полуостров (Нордкапское течение), проходит вдоль
берегов Кольского полуострова (Мурманское течение) и проникает в Карское
море. По мере продвижения на северо-восток и восток теплые атлантические
воды разделяются на ответвления (Ян-Майенское, Западно-
Шпицбергенское, Восточно-Шпицбергенское, Западно-Новоземельс-
кое течения), которые имеют северное направление. Взаимодействуя с
холодными водами Восточно-Гренландского течения (продолжение
Трансарктического течения), они образуют систему циклонических круговых
движений вод и формируют полярный фронт. Теплые атлантические
воды, взаимодействуя с холодными арктическими, охлаждаются и
затем выносятся в западном направлении. В результате взаимодействия
теплых и холодных течений, зимней конвекции и влияния ветров воды
Норвежского и Баренцева морей перемешиваются до глубин в несколько
сот метров, достигая в последнем дна. В результате происходит обогащение
поверхностных вод биогенами, что способствует формированию
высокой биологической продуктивности этих морей (Зенкевич, 1951;
Моисеев, 1969).
Термический режим Норвежского и Баренцева морей определяется
отепляющим влиянием Североатлантического течения и сезонными колебаниями
температуры воздуха. В целом температура поверхностных вод
понижается в северо-восточном направлении. Нижняя граница термопре-
ферендума атлантического лосося, равная 4 °С и определяющая его рас-
Рис. 3. Картосхема Норвежского и Баренцева морей (составлена на основании опубликованных
материалов: Антропова и др., 1980; Блинов и др., 1980; Ляпина, 1980;Каган-
ский и др., 1977, а также данных ГМС о температуре воды в точках IV - VI).
1 - направление основных поверхностных течений; 2 - граница наибольшего распространения
плавучих льдов; 3 — зимняя и 4 - летняя изотермы поверхностных вод 4 СС. Отдельно показан годовой
ход среднемесячных температур поверхностного слоя воды в точках I - VI
Fig. 3. Map of the Norwegian and Barents Seas (after: Antropova et al., 1980; Blinov et al.,
1980;Lyapina, 1980;Kaganskiyetal., 1977).
1 - direction of the main water currents, 2 - range of maximal distribution of floating ice, 3 - winter and
4 - summer isotherms of surface water 4 °C. Graphics present annual data of average month water temperatures
in points I - VI
пространение в море (Saunders, 1986; Reddin, Shearer, 1987), в летние месяцы
проходит несколько севернее 75° с. ш., достигая на севере и востоке
Баренцева моря южной части архипелага Шпицберген, центральной части
западного побережья Новой Земли и крайней юго-западной части Карского
моря. Зимой изотерма поверхностных вод, равная 4 °С, смещается к
югу примерно на 500 - 600 км, а к западу - на 1500 км (см. рис. 3). Продолжительность
периода с благоприятными для атлантического лосося поверхностными
температурами воды, превышающими 4 °С, в юго-западной
части Норвежского моря составляет 12 мес, уменьшаясь на крайнем
востоке ареала до 3 мес. и менее (Варандей). Температуры глубинных вод
Норвежского и Баренцева морей, как и поверхностных, подвержены сезонной
изменчивости, но в отличие от последних на большей части акватории
Норвежского и южной половине Баренцева морей сохраняют положительные
значения в течение круглого года (Блинов и др., 1980).
В зимние месяцы в северо-восточной части акватории Баренцева моря
образуются плавучие льды, граница максимального распространения которых
приходится на Восточный Мурман (см. рис. 3). Береговой ледовый
припай формируется на востоке и охватывает район Печорского моря.
С Североатлантическим течением в Норвежское и Баренцево моря
поступают океанические воды соленостью 35 %о. Прибрежные воды морей
испытывают опресняющее влияние материкового стока и стока рас-
пресненных вод из Белого моря.
Белое море может рассматриваться как глубоко врезанный в материк
залив Баренцева моря (рис. 4). Площадь поверхности воды составляет 90
тыс. км2, объем воды - 6 тыс. км3, средняя глубина - 63 м, наибольшая -
350 м (Термины..., 1980). Максимальные глубины приурочены к Кандалакшскому
заливу и западной части Бассейна, наименьшие — к Онежскому,
Северодвинскому, Мезенскому заливам и пограничной зоне между
Воронкой и Горлом. Последнее обстоятельство препятствует водообмену
глубинных слоев и способствует возникновению термической и солено-
стной стратификации беломорских вод. Гомотермными по всей глубине
остаются мелководные районы Белого моря с сильными приливно-от-
ливными течениями, к которым относятся Горло и Онежский залив (Кузнецов,
1960).
Положительная часть годового баланса тепла вод Белого моря складывается
за счет обмена с теплыми атлантическими водами Баренцева
моря, солнечной радиации, материкового стока и льдообразования, составляющими
соответственно 47,8; 33,6; 10,0 и 8,6 % (Тимонов, Кузьмин,
1939; цит. по: Кузнецов, 1960). Сезонной динамикой этих факторов,
в первую очередь солнечной радиации, и определяется сезонная изменчивость
поверхностных вод Белого моря (см. Приложение, табл. 2). Сезонной
изменчивости температур в основном подвержены воды до глубины
50 м, температура глубинных вод в течение всего года остается неизменной
и равняется -1.4 °С (Дерюгин, 1928; и др., цит. по: Кузнецов,
1960). Летом воды Белого моря прогреваются неравномерно. В целом
прогрев поверхностных вод положительно связан со степенью континен-
тальности морских участков. Наибольшему летнему прогреву подвержены
воды западного побережья Кандалакшского залива, Карельского берега
и Онежского залива. Положительные поверхностные температуры
воды держатся на акватории Белого моря в течение семи месяцев. Наибольшие
среднемесячные значения температур (3,5°-14,4 °С) приходятся
на июнь-октябрь. В зимний период (декабрь-апрель) поверхностные воды
Белого моря, в отличие от вод средней части Восточного Мурмана, на
большей части акватории выхолаживаются до отрицательных значений.
Рис. 4. Картосхема Белого моря.
1 - Воронка; 2 - Горло; 3 - Бассейн; 4 - Кандалакшский; 5 - Онежский; 6 -Двинской; 7 - Мезенский
заливы. Стрелками обозначено направление основных течений
Fig. 4. Scheme of White Sea:
1 - Voronka; 2 - Gorlo; 3 - Basin
Средние многолетние поверхностные температуры воды в северной части
Горла, на Зимнем берегу около южной границы Горла и у западного
края Кандалакшского залива остаются положительными по декабрь. Априори
зимние сублетальные температуры могут иметь место в опресненных
предустьевых участках рек, где возможна зимовка производителей
атлантического лосося (заледки).
В результате зимнего выхолаживания поверхностных вод Белое море
ежегодно покрывается льдом, образующим сплошные покрытия в прибрежной
части моря и его заливах и плавающие поля в Бассейне и глубоких
участках заливов (Кузнецов, 1960). Наименее продолжителен ледо-
17
вый период в Воронке, где в отдельные годы лед может отсутствовать.
На остальной акватории Белого моря ледовые явления наблюдаются в
течение шести месяцев - с декабря по май.
Материковый сток и атмосферные осадки обеспечивают, за вычетом
испарения, ежегодное поступление в Белое море 140-150 км3 пресной
воды (Тимонов, 1925; цит. по: Кузнецов, 1960). В результате соленость
поверхностных вод Белого моря примерно на 10 %о ниже солености океанических
вод и не превышают 23,07 - 25,80 %о (Кузнецов, 1960). Локальная
и сезонная изменчивости солености определяются соответствующей
изменчивостью поступления пресных вод. Наименьшей соленостью
характеризуются воды заливов, в которые впадают крупные реки
(Онежский, Двинской и кутовая часть Мезенского заливов). Летом соленость
беломорских вод ниже, чем зимой. Зимнее повышение солености
определяется как снижением материкового стока, так и связыванием пресной
воды льдом с последующим выносом его в Баренцево море. Относительное
постоянство солености Белого моря обеспечивается, с одной
стороны, балансом поступления соленых океанических вод из Баренцева
моря и материкового стока — с другой.
В Белом море формируются циклические течения, направленные против
часовой стрелки. В результате океанические соленые воды поступают
в Белое море вдоль Терского, а опресненные воды Белого моря в Баренцево
— вдоль Зимнего берега, формируя Беломорское течение, огибающее
полуостров Канин и перемещающееся в восточном направлении
(Атлас Мурманской..., 1971). На фоне общей циклонической циркуляции
вод в отдельных районах Белого моря образуются локальные круговые
течения. Они наиболее выражены в восточной части Бассейна напротив
Терского берега между впадением рек Варзуга и Стрельна и в
юго-западной части Воронки, несколько севернее впадения р. Поной
(см. рис. 4).
Таким образом, физико-географические особенности европейской части
России обусловливают закономерное, по мере продвижения от Мур-
мана на восток, увеличение протяженности лососевых рек, снижение
озерности и повышение роли континентальных факторов в формировании
их гидрологического режима. На крайнем востоке ареала нерестилища
атлантического лосося в крупных речных системах отстоят от моря на
1,5-1,8 тыс. км. Аналогичные условия воспроизводства лосося имеются
лишь в крупных континентальных реках Западной Европы.
В отличие от Североамериканского континента, северо-восточное
побережье которого омывается холодным Лабрадорским течением, прибрежные
морские районы на северо-востоке ареала атлантического лосося
находятся под влиянием Североатлантического течения, оказывающего
отепляющее влияние на юго-западную часть Ледовитого океана,
делая возможным проникновение вида далеко на восток вплоть до Карского
моря. Вместе с тем зимнее выхолаживание вод Баренцева и восточ-
18
ной части Норвежского морей обусловливает приуроченность районов
зимовки и основного нагула лосося восточных популяций к южной части
Норвежского моря, наиболее удаленной от нерестовых рек.
Белое море по отношению к Баренцевому можно рассматривать как
крупный опресненный залив последнего. Поверхностные воды Белого
моря летом прогреваются сильнее, чем Баренцева, однако суровый зимний
термический режим Белого моря препятствует длительному пребыванию
и зимовке в нем атлантического лосося. Белое море по сравнению
с Баренцевым и Норвежским имеет более низкую биологическую продуктивность.
Смотрите также