Притауйский гидрологический фронт осенью 19992004 гг.

2006

Известия ТИНРО

Том 145

УДК 639.2.053.1:556.5

А.Л.Фигуркин, П.Б.Шапиро

ПРИТАУЙСКИЙ ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ ФРОНТ ОСЕНЬЮ 1999-2004 ГГ.

По материалам комплексных съемок северной части Охотского моря осенью 1999-2004 гг. анализируется межгодовая изменчивость температуры, солености, скорости ветрового течения на поверхности и геострофической скорости подповерхностных вод Тауйского гидрологического фронта. В исследуемый период отмечалось потепление шельфовых вод в промежуточных и придонных слоях от аномально холодных в 1999 г. до аномально теплых в 2004 г. Распространение скоплений нагульной сельди в притауйском районе ограничивалось на юго-западе фронтальной зоной, что подтверждает выводы В.И.Чернявского. Благодаря потеплению границы фронтальной зоны от года к году смещались на запад, увеличивая таким образом ареал нагула сельди в притауйском районе.

Figurkin A.L., Shapiro P.B. Tauya hydrological front in autumn of 19992004 // Izv. TINRO. — 2006. — Vol. 145. — P. 304-316.

Year-to-year variability of temperature, salinity, wind-driven and geostrophic currents at sea surface and in subsurface layer are analyzed for the area of the Tauya frontal zone in the northern Okhotsk Sea on the base of TINRO surveys data obtained in autumn of 1999-2004. The external boundary of the Tauya frontal zone is the natural limit of herring feeding grounds in June—December. Temperature of the subsurface and bottom shelf waters had a positive trend and changed from the minimum in 1999 to the maximum in 2004. Accordingly, the Tauya front shifted westward that caused an extending the feeding grounds of herring.

Притауйский шельф является основным районом промысла нагульной сельди Охотского моря. Наиболее целенаправленно и интенсивно изучение условий в районах нагула шло в 60-70-х гг. прошлого столетия, когда сотрудниками МагаданНИРО проводились циклы съемок, охватывавшие весь период нагула сельди. Благодаря полученным данным были детально исследованы вопросы поведения и биологического состояния сельди в нагульный период, выявлена ее приуроченность к притауй-скому району (Харитонова, 1965, 1967; Чернявский, 1970а, б; Елкин, 1973). В.И.Чернявский установил, что благоприятные для нагула сельди условия обусловлены взаимодействием вод различного происхождения и формированием сезонного гидрологического фронта, отчетливо выраженного с середины июня до середины ноября.

В последние годы обследование акватории нагула сельди происходит при проведении комплексных летне-осенних съемок всего моря (в притауйском районе работы выполнялись, как правило, в сентябре — начале октября). Эти данные не дают возможности отслеживания внутригодовой динамики фронта, однако позволяют продолжить исследование природы фронта, причин межгодовых изменений его положения, а также вопросов приуроченности скоплений к фронтальному разделу, что актуально в связи с некоторым подъемом и стабилизацией запасов сельди после длительного депрессивного состояния (Науменко, 2001).

В работе были использованы материалы осенних комплексных съемок Охотского моря, выполненных экспедициями ТИНРО-центра в 1999-2004 гг. (рис. 1). Кроме анализа термических условий, строились и анализировались карты распределения солености на горизонтах 0, 50, 100 м, дно и на разрезах; карты геострофических течений на горизонте 50 м; карты ветровых течений на поверхности моря. Рисунки и результаты анализа особенностей гидрологической ситуации каждого года представлены для удобства сравнения отдельно для поверхностного слоя, для придонного слоя, для вертикальной структуры на разрезах и для циркуляции вод. Положение границ Тауйского фронта определялось по методике В.И.Чернявского (1970а).

144 145 146 147 148 149 150 151 152 153

144 145 146 147 148 149 150 151 152 153

Рис. 1. Схемы станций, номера и расположение разрезов, выполненных при проведении съемок в притауйском районе: 1999 г. — 2-я декада сентября; 2000 г. — 2-3-я декады сентября; 2001 г. — 3-я декада сентября — 1-я декада октября; 2003 г. — 2-3-я декады сентября; 2004 г. — 3-я декада сентября — 1-я декада октября

Fig. 1. Stations and sections in Magadan offshore region: 1999 — 2nd decade of September; 2000 — 2-3rd decades of September; 2001 — 3rd decade of September — 1st decade of October; 2003 — 2-3rd decades of September; 2004 — 3rd decade of September — 1st decade of October

Согласно исследованиям В.И.Чернявского (1970а), в основу которых легли данные 1964-1975 гг., на шельфе притауйского района в теплую часть года наблюдались воды трех типов. На западном и юго-западном участках притауйского шельфа отмечалась структура, типичная для шельфовых охотоморских субарктических вод, в которой верхний тонкий прогретый слой подстилался водами "остаточного зимнего охлаждения" с предельно низкими (до минус 1,78 °С) температурами и отделялся от них резко выраженным термоклином. На внутренней

части притауйского шельфа и восточнее него (от п-ова Кони до Ямских островов) доминировали воды, в которых наблюдалось почти монотонное изменение температуры и солености по вертикали, связанное с интенсивным приливным перемешиванием таких же шельфовых охотоморских субарктических вод в зоне Ямских островов, откуда они распространялись на запад. Следуя классификации В.И.Чернявского (1981), будем называть их водами Ямского течения. В поток вод Ямского течения на запад вовлекались воды северной ветви Западно-Камчатского течения (курильская разновидность субарктических вод (Морош-кин, 1966)), поступающие с юга на шельф притауйского района и отличающиеся от субарктических вод охотоморского происхождения большей толщиной и большей соленостью прогретого поверхностного слоя, а также меньшей толщиной, большей температурой и меньшей соленостью холодного промежуточного слоя, что во многом вызвано трансформацией тихоокеанских субарктических вод в курильских проливах. Гидрологический фронт, разделяющий воды, взаимодействующие южнее Тауйской губы, является, по определению В.И.Чернявского (1970а), внутриструктурным, т.е. фронтом внутри одной субарктической структуры вод, часть которых (особенно воды Ямского течения) сильно трансформирована перемешиванием. Из-за вертикального перемешивания температура поверхностного слоя вод Ямского течения летом может быть в 1,5-4,0 раза ниже температуры окружающих прогретых поверхностных шельфовых субарктических вод, а температура подповерхностных вод Ямского течения, наоборот, в 2-3 раза выше, чем в окружающих водах "остаточного зимнего охлаждения". Наибольшие контрасты наблюдались на северном участке Тауйского фронта, где происходит схождение вод Ямского течения и охотоморских шельфовых субарктических вод. Восточный участок фронта, где взаимодействуют воды северной ветви и Ямского течения, заметен только в верхнем 50-метровом слое.

Было установлено, что с июля по ноябрь, т.е. большую часть нагульного периода, сельдь концентрируется вдоль фронтальной зоны со стороны вод Ямского течения и что пределом нагульного ареала сельди является внешняя (мористая) граница фронтальной зоны, которую сельдь пересекает исключительно редко. В верхнем прогретом слое фронтальная зона определяется как зона с наибольшими горизонтальными градиентами температуры. В июле—сентябре, когда градиенты достигают годового максимума (в среднем 0,2 °С/милю), положение фронта на поверхности определяется без особых проблем. С началом осеннего охлаждения и конвективно-ветрового перемешивания происходит уменьшение пространственных градиентов температуры поверхностных вод, и в конце октября — ноябре фронтальный раздел уже трудно выделить на картах температуры поверхностного слоя. Одновременно с охлаждением поверхностного слоя происходит заглубление сезонного слоя скачка температуры и солености (плотности). Следом за слоем скачка заглубляется планктон, нагуливающаяся сельдь перестает подниматься в перемешанные поверхностные слои, поэтому решающее значение приобретает определение границ фронта ниже термоклина. Здесь за внутреннюю (со стороны берега) и мористую границы Тауйской фронтальной зоны В.И.Чернявский (1970а) принимал точки акватории, где на вертикальных разрезах отмечались значительные отклонения, соответственно изотермической поверхности 0 °С и изотермической поверхности минус 1 °С, от горизонтального положения в сторону дна. В частном случае это могут быть линии пересечения изотермических поверхностей с дном. Определение положения обеих границ облегчается построением карт топографии изотермических поверхностей 0 °С и минус 1 °С или карт распределения величин вертикального градиента температуры в термоклине (либо устойчивости).

За исследуемый ряд съемок 1999-2004 гг. температура вод на горизонте 0 м (рис. 2) варьировала от 3,0 до 7,0 °С со стороны Ямского течения и от 7,0 до 11,5 °С в более мористых водах южнее и западнее (характеристики холодного

306

Fig. 2. Temperature (а, °С) and salinity (б, ups) distribution at sea surface in autumn of 1999-2004

пятна, наблюдавшегося на юго-западной границе в ионо-кашеваровском районе, не учитывались). По нашим расчетам, среднемноголетние темпы охлаждения поверхностных вод от сентября к октябрю составляют 0,5-1,0 °С/декаду в во-

дах Ямского течения и 1,0-1,5 °С/декаду в окружающих водах, поэтому разница в сроках выполнения съемок в 1-2 декады позволяет объяснить значительную часть наблюдавшихся различий абсолютных значений температуры. Самые высокие значения температуры вод притауйского района (в 1999 и 2003 гг.) и самые низкие (в 2001 и 2004 гг.) неплохо соотносятся соответственно с ранними или более поздними сроками съемок. Тауйская фронтальная зона, как правило, прослеживалась перепадом температур 7-9 °С и лишь в 2001 г. — перепадом 47 °С. Более значительно от года к году варьировали положение и конфигурация фронтальной зоны.

На горизонте 0 м хорошо видны два района, где такая закономерность, как уменьшение солености по мере приближения к берегам, была нарушена: это шельф между мысами Кони и Пьягина с частью Тауйской губы (зона вод Ямского течения) и банка Кашеварова (рис. 2). В этих районах в результате интенсивного приливного перемешивания соленость поверхностных вод составляла 32,332,8 епс, что зачастую превосходило ее фоновые значения 32,0-32,5 епс не только на бровке шельфа, но и за его пределами. На внутреннем шельфе (минимальная обследованная изобата 100 м) в районах с малой интенсивностью перемешивания значения солености на поверхности опускались в разные годы до 31,631,3 епс. Западнее Тауйского фронта прибрежная зона опресненных вод расширялась и изохалины на 0 м резко отклонялись в направлении банки Ионы — в сторону вод, распресненных стоком Амурского течения.

Максимальная соленость в зоне Ямского течения наблюдалась в 2001 г., в этом же году вне Ямского течения отмечена самая значительная площадь опресненных вод с соленостью менее 32 епс. Минимальное опреснение, как по значению, так и по площади вод с соленостью менее 32 епс, обнаружено в 2003 г., когда воды Ямского течения, напротив, имели одно из самых низких за рассматриваемый период значений солености. Возможно, что отмеченная противофазность не случайна и связана с величиной или пространственным перераспределением материкового стока.

Очаги распреснения и максимальных значений температуры на поверхности моря были значительно разделены в пространстве, в отличие от периода весеннего прогрева. Не прослеживалось связи между общим фоном температуры и фоном солености. Положение и конфигурация фронтальной зоны в поле температуры поверхностного слоя очень слабо коррелировали с положением и конфигурацией фронта в поле солености.

Вертикальное распределение температуры на разрезах, ближних к меридианам 148 и 150° в.д. (рис. 3), хорошо иллюстрирует различие термических структур вод Ямского течения и шельфовых субарктических вод. Как правильно отмечено В.И.Чернявским (1992), наибольший прогрев поверхностного слоя и его наименьшая толщина всегда наблюдались над "ядрами холода", что сопровождалось и наибольшей величиной вертикального градиента в термоклине. По данным CTD-измерений, выполненных с шагом 1 м, максимальный вертикальный градиент температуры в период съемок наиболее часто располагался в слое 18-25 (30) м и достигал 2,5-3,0 °С/м, а в 1999 г. — 4,0 °С/м. Формирование и наибольшее сохранение "ядер холода" из года в год в одних и тех же местах определяется спецификой данных районов, обеспечивающей минимум трансформации вод, в том числе минимум приливного перемешивания и адвективного воздействия. В водах Ямского течения, трансформированных приливным перемешиванием, стратификация значительно меньше. На разрезах признаками этих вод являются веерообразное расхождение изотерм термоклина в сторону поверхности и дна, меньшая температура поверхностных вод и относительно высокая температура придонного слоя. По положению изотермической поверхности минус 1 °С внешняя граница Тауйского фронта на разрезе, ближнем к меридиану 148° в.д., прослеживалась над изобатами 105 м в 1999 г., 110 м в 2000 г., 115 м

308

Fig. 3. Temperature distribution at section along 148° E (a) and along 150° E (6) in autumn of 1999-2004

в 2001 г., 110 м в 2003 г. и 135 м в 2004 г. В восточной части района, на разрезе, ближнем к меридиану 150° в.д., фронт в 1999 г. располагался почти вдоль данного меридиана; в 2000 г. внешняя граница фронта была на изобате 160 м; в 2001 г. — на изобате 170 м. В 2003 и 2004 гг. на разрезе вдоль 150° в.д.

309

отрицательные температуры отсутствовали, поэтому положение внешней границы определялось как начало области устойчивого увеличения вертикального градиента температуры в сезонном термоклине (примерно по изолинии 0,4 °С/м). Внешняя граница фронта, определенная по данному критерию, в 2003 и 2004 гг. располагалась над изобатой 150-160 м. Расчет средней температуры на разрезе и площади вод с отрицательной температурой показал, что наиболее холодные условия на разрезах за исследуемый период отмечались в 1999 и 2001 гг., самые теплые — в 2004 г.

По распределению придонной температуры (рис. 4) хорошо прослеживаются положение и площадь оснований лежащих непосредственно на дне линз сохранившихся с зимы холодных вод (воды североохотского "ядра холода). Североохотское "ядро холода" подразделялось В.И.Чернявским (Характеристика .., 1986) на аянский, охотский и лисянский участки. Границы лисянского "ядра холода" (изотермические поверхности 0 °С и минус 1 °С) с востока и со стороны берега и являются гидрологическим фронтом, восточный участок которого называется Тауйским. Можно предполагать, что положение вдольбереговых границ лисянского, охотского и аянского "ядер холода" определяет пути миграций охотской сельди с районов нереста в район нагула. Очевидно также, что положение границ "ядер холода", как и положение непосредственно Тауйского фронта, определяется соотношением степени зимнего выхолаживания вод и интенсивности последующих трансформирующих воздействий на эти "ядра": адвекции более теплых вод со стороны моря; влияния приливного и ветро-волнового перемешивания; сгонно-нагонных эффектов.

В таблице приведены значения придонной температуры, осредненной по 25-метровым интервалам изобат и по площади четырех условных районов, на которые был разбит шельф исследуемой акватории.

Ход придонной температуры, осредненной по интервалам изобат в условных районах моря

Year-to-year variability of bottom temperature, averaged in northern shelf regions, in autumn of 1999-2004

Район Изобаты, м IX.1999 IX.2000 X.2001 X.2003 IX.2004 Среднее

Лисянский

(145-148° в.д.) 100-125 -1,40 -0,87 -0,55 -0,67 1,06 -0,49

125-150 -1,54 -1,55 -1,17 -1,42 -0,81 -1,30

150-175 -1,07 -1,21 -1,12 -1,14 -0,83 -1,08

175-200 -0,05 -0,18 -0,16 -0,41 0,03 -0,16

Тауйский, запад

(148-151° в.д.) 100-125 -0,82 0,41 1,15 0,59 1,62 0,59

125-150 -0,95 -0,52 0,40 -0,15 0,56 -0,13

150-175 -1,04 -0,89 -0,38 -0,79 -0,15 -0,65

175-200 -0,20 -0,30 -0,08 -0,33 -0,05 -0,19

Тауйский, восток

(151-154° в.д.) 100-125 1,69 1,27 2,73 2,34 2,33 2,08

125-150 1,46 1,31 2,30 2,01 2,18 1 85

150-175 1,10 0,65 1,62 1,46 1,55 1 28

175-200 0,75 0,39 1,04 1,18 1,14 0 90

Ямской

(154-156° в.д.) 100-125 0,72 0,57 2,87 1,47 -0,10 1,11

125-150 0,82 1,60 2,31 2,09 0,94 1 55

150-175 0,83 1,50 1,31 2,66 2,01 1 66

175-200 0,77 1,11 0,95 2,21 1,50 1 31

В среднемноголетнем плане самыми холодными были придонные воды лисянского района с минимумом температуры минус 1,3 °С на изобатах 125— 150 м. В районах, расположенных восточнее 151° в.д., среднемноголетние значе-

а

б

°С), соленость

Fig. 4. Bottom temperature (a, °С) and bottom salinity (6, ups) distribution in autumn of 1999-2004

ния температуры придонных вод были положительными. На изобатах 100-150 м самыми теплыми были воды восточной части тауйского района (между 151 и 154° в.д.), на изобатах 150-200 м — воды ямского района (154-156° в.д.). За

исследуемый период самые низкие температуры придонных вод для всей зоны нагула сельди отмечались в 1999 и 2000 гг. Самыми теплыми для участка 145151° в.д. были 2001 и 2004 гг., для восточной периферии нагульной зоны (восточнее 151° в.д.) — 2003 г. Термические условия года нашли отражение и в положении северного участка Тауйского фронта, который за данный период лет последовательно сдвигался на запад от 150-151° в.д. в холодном 1999 г. до 144° в.д. в теплом 2004 г. (рис. 4).

На шельфе исследуемого района всегда выделялись две зоны относительно высоких значений придонной солености (западнее 146° в.д. и восточнее 149150° в.д.), которые разделялись областью ее пониженных значений, расположенной на самом широком участке шельфа (рис. 4). Наиболее значительные межгодовые изменения придонной солености наблюдались на шельфе, что хорошо иллюстрируется положением изохалины 33,1 епс, средней величиной солености и площадью вод с соленостью менее 33,0 епс со стороны берега, например, в малоледовитом 2004 г. и экстремально ледовитом 2001 г. Закономерная связь величины придонной солености шельфовых вод и ледовитости прошедшей зимы достаточно отчетливо просматривалась и в период осенних съемок: с 1999 до 2001 г. отмечалось увеличение, а с 2001 по 2004 г. — уменьшение солености донных вод на изобатах 100-150 м.

Опубликованные сведения о циркуляции вод зоны Тауйского фронта сводятся к принципиальной схеме взаимодействия вод в этом районе (Чернявский, 1970а), а также к известным схемам течений Охотского моря (Морошкин, 1966; Помазанова, 1970; Чернявский, 1981; Лучин, 1987) и их краткому описанию. Мы сделали попытку проследить межгодовую изменчивость геострофической циркуляции подповерхностных вод района (рис. 5) и проанализировать, как соотносятся положение и конфигурация фронта с динамикой вод.

На схемах геострофических течений осенью 1999-2004 гг. всегда присутствовало Ямское течение, направленное на запад вдоль п-овов Кони — Пьягина. Максимальные скорости регистрировались восточнее 151° в.д., с продвижением на запад течение замедлялось. На горизонте 50 м максимальные значения скорости менялись от 1-2 см/с в 1999 и 2001 гг. до 2,0-4,5 см/с в 2000 и 2004 гг. Стрежень Ямского течения располагался, как правило, над изобатами 120-170 м, в 2000 г. — над изобатой 100 м, причем в 2000 г. отмечалась и наименьшая ширина потока. Южнее Ямского течения — над впадиной ТИНРО — в 19992001 гг. доминировал антициклонический круговорот, представляющий вершину северной ветви Западно-Камчатского течения. По северной периферии антициклона (обычно южнее 57°30'-57°50' с.ш.) воды двигались в направлении, противоположном Ямскому течению, а между потоками отмечалась циклоническая циркуляция. В 2003 г. северная ветвь и антициклон были ослаблены и смещены к западному склону впадины ТИНРО. В полосе между 151-154° в.д. нередко наблюдалась подпитка Ямского течения водами северной ветви. Западнее 150° в.д. их суммарный поток взаимодействовал с восточной периферией североохотского "ядра холода" и встречным Северо-Охотским противотечением, формирующимся на внешней мористой периферии североохотского "ядра холода". В результате схождения течений суммарный поток отклонялся к берегу в северозападном или северном (как в 1999 г.) направлении. Этот поток, продвигавшийся дальше на запад между берегом и северной периферией североохотского "ядра холода", назывался уже Северо-Охотским течением. Данные весенних съемок (Фигуркин, 2002) показали, что в мае—июне, на начальном этапе разрушения "ядер холода", Северо-Охотское течение, как правило, было заметно только в поверхностных слоях и инициировалось исключительно водами северной ветви Западно-Камчатского течения, а наибольшего развития достигало в период от установления зимнего муссона до экранирования вод шельфа льдом (Лучин, 1987).

2003 ¿Ветровой дреш —т— м /

^ \ \ 4- \ /

ж 1 \ ♦ \

^ - 1 см/с ^4-^0 см/С V i 1/

У .. ,

......

154 135 «0

2004 ВеТровоШдрейф~ 77 11 /< Т~л—j'6 0м / /

\lX \ \4 ^^ '5

- 1 см/сЧ /1 ___ . ^ см/с \\ 1 ' - —Г1 /

1 1 \ ь. - . к.

Рис. 5. Циркуляция вод осенью 1999-2004 гг.: геострофические течения

Fig. 5. Geostrophic currents at 50 m horizont (a) and wind currents at surface (б) in autumn of 1999-2004

58

Северо-Охотское противотечение осенью в холодные 1999-2001 гг. отчетливо просматривалось от западной границы съемки до 147-150° в.д., в теплых 2003 и 2004 гг. оно было слабым и наблюдалось между 144 и 146° в.д.

По данным о среднемесячных полях атмосферного давления в период съемок (по формуле для глубокого моря) были рассчитаны ветровые течения поверхностного слоя вод северной части Охотского моря (рис. 5). За исключением съемки 2000 г., когда в поле ветра и в поле ветровых течений еще сохранялась циркуляция по часовой стрелке, характерная для летнего периода, преобладал циклонический характер ветровых течений, обусловленный переходом атмосферы на зимнюю циркуляцию. При этом ветровые течения в рассматриваемом притауйском районе в 1999, 2003 и 2004 гг. формировали замкнутый или полузамкнутый циклонический круговорот, имеющий определенное сходство с общей циклонической картиной геострофической циркуляции на северном шельфе, а в 2001 г. над всей северной акваторией, в том числе на шельфе западной Камчатки, ветровые течения были направлены от северных берегов на юг с постепенным разворотом на юго-восток. В 2001 и 2004 гг. из-за более поздних сроков выполнения съемок в тауйском районе отмечались более интенсивные осенние северные, северо-восточные ветра и повышение средних скоростей ветровых течений, а кроме того — большее охлаждение поверхностных вод и повышенная соленость поверхностных вод восточной части района. В 2000 г. ветер способствовал движению вод с запада на восток над всей северной частью моря, может поэтому над впадиной ТИНРО граница поверхностных вод с соленостью меньше 32,4 епс (см. рис. 2) занимала самое восточное положение. В целом же закономерных существенных изменений положения фронта в поверхностном слое в зависимости от ветра и ветровых течений не отмечено.

Положение границ фронтальной зоны в поверхностном, подповерхностном и придонном слоях несколько различается: поверхностный фронт более зонален и имеет большую протяженность на запад; на горизонтах холодного подповерхностного слоя фронт иногда может располагаться восточнее, чем у дна; на рис. 6 показано, как менялось положение фронта у дна и как располагались районы нагула сельди (данные рейсовых отчетов).

Осенью 1999 г. в поверхностном слое 0-20 м фронтальная зона была ориентирована почти зонально (см. рис. 2), с глубиной (в слое 75 м — дно) наблюдался сдвиг на восток и разворот фронтальной зоны вдоль 149-150° в.д. (см. рис. 6). Сравнение со среднемноголетними картами горизонтального и вертикального распределения температуры и со средним положением фронта в сентябре, рассчитанным В.И.Чернявским (1970а) по данным 1964-1974 гг., свидетельствует

0 холодном типе года. Следовательно, ареал, благоприятный для нагула сельди в 1999 г., по гидрологическим условиям должен был быть весьма ограничен, что подтверждается данными ее распределения: площадь скопления была ограничена, основная масса скопления не переходила за внешнюю границу фронта и была ориентирована так же, как и фронтальная зона, — вдоль меридиана.

В 2000 г. на горизонте 100 м, где "ядро холода" имело максимальные размеры, наблюдалась близкая к меридиональной ориентация изотерм 0 и минус 1 °С, а на дне, особенно с северной стороны "ядра холода", линии изотерм 0 и минус

1 °С ориентировались в зональном направлении и располагались западнее, чем на горизонтах 50 и 100 м. 2000 г. был заметно теплее предыдущего, однако фронтальная зона также располагалась несколько севернее и ближе к берегу, чем среднемноголетнее положение, указывая, что термический режим был несколько холоднее среднемноголетнего. Сельдь нагуливалась от 152°30' до 149°00' в.д., на большей, чем в 1999 г., акватории, границы ареала повторяли границу фронта.

В 2001 г. область отрицательных температур продолжала сокращаться. Расположение фронтальной зоны практически соответствовало среднемноголетне-му положению, а в прибрежье отмечалось немного западнее, что свидетельствует о незначительно более теплом, чем среднемноголетний, характере термического режима. Основная масса скопления не пересекала внешнюю границу фронта.

границ в сентябре 1964-1974 гг.

Fig. 6. Location of internal

Ареал нагула значительно расширился по сравнению с предыдущими годами и занимал большую часть притауйского района.

В 2003 г. область вод остаточного зимнего охлаждения была меньше, чем в 2001 г. Западная граница фронтальной зоны в 2003 г. прослеживалась до 145° в.д., а изгиб внешней и внутренней границ в южном направлении отмечался на 150° в.д., значительно западнее среднемноголетнего положения. Аномалии температуры и положение фронта указывают на теплый характер термического режима вод в 2003 г. Распространение сельди в нагульный период на запад и площадь нагула в притауйском районе соответствовали положению фронтальной зоны.

В 2004 г. температура поверхностного слоя была на один—два градуса ниже, а на горизонтах 50, 100 м и у дна область вод, ограниченных изотермой минус 1 °С, была меньше, чем в теплом 2003 г. Изгиб внешней и внутренней границ фронтальной зоны на юг отмечался на 148° в.д., сама зона прослеживалась до 145° в.д., значительно западнее среднемноголетнего положения. Так же далеко на запад (до 145°30' в.д.) распространялись скопления нагульной сельди.

Таким образом, можно сделать следующие выводы.

Тауйский гидрологический фронт представляет собой результат разрушения восточной и прибрежной периферии лисянского "ядра холода" под влиянием приливного перемешивания и течений.

В исследуемый период в притауйском районе от года к году отмечалось постоянное увеличение температуры шельфовых вод в промежуточных и придонных слоях. Условия изменялись от аномально холодных в 1999 г. до аномально теплых в 2004 г.

Распространение скоплений нагульной сельди в притайском районе ограничивалось на юго-западе фронтальной зоной, что подтверждает выводы

B.И.Чернявского (1970а).

Благодаря потеплению границы фронтальной зоны от года к году смещались на запад, увеличивая таким образом ареал нагула сельди в притауйском районе.

Литература

Елкин Е.Я. К вопросу о прогнозировании сроков образования крупных косяков охотской нагульной сельди // Изв. ТИНРО. — 1973. — Т. 86. — С. 22-25.

Лучин В.А. Циркуляции вод Охотского моря и особенности ее внутригодовой изменчивости по результатам диагностических расчетов // Тр. ДВНИИ. — 1987. — Вып. 36. — С. 3-11.

Морошкин К.В. Водные массы Охотского моря. — М.: Наука, 1966. — 68 с.

Науменко Н.И. Биология и промысел морских сельдей Дальнего Востока. — Петропавловск-Камчатский: Камчатский печатный двор, 2001. — 330 с.

Помазанова Н.П. Поверхностные течения в северных и восточных промысловых районах Охотского моря в летние месяцы // Тр. ДВНИГМИ. — 1970. — Вып. 30. —

C. 94-104.

Фигуркин А.Л. Развитие океанологических условий западной Камчатки по данным мониторинговых наблюдений 1997 и 2000 гг. // Изв. ТИНРО. — 2002. — Т. 130. — С. 103-116.

Характеристика гидрологической обстановки и особенности формирования продуктивности северной части Охотского моря в 1986 г.: Отчет о НИР / ТИНРО. № 20119. — Владивосток, 1986. — 113 с.

Харитонова О.А. К вопросу о распределении нагульной сельди в северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. — 1965. — Т. 59. — С. 92-98.

Харитонова О.А. О влиянии условий нагула и физиологического состояния охотской сельди на сроки скосячивания // Изв. ТИНРО. — 1967. — Т. 61. — С. 211-215.

Чернявский В.И. Гидрологический фронт северной части Охотского моря // Изв. ТИНРО. — 1970а. — Т. 71. — С. 3-11.

Чернявский В.И. О зависимости уловов нагульной охотской сельди от температуры воды // Изв. ТИНРО. — 19706. — Т. 71. — С. 51-58.

Чернявский В.И. Циркуляционные системы Охотского моря // Изв. ТИНРО. — 1981. — Т. 105. — С. 13-19.

Чернявский В.И. Особенности формирования термики деятельного слоя Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности вод северо-западной части Тихого океана. — Владивосток: ТИНРО, 1992. — С. 91-104.

Поступила в редакцию 16.02.06 г.