В 80-х гг. XIX в. начались стационарные наблюдения за температурой и соленостью Белого моря. Первым гидрометеорологическим пунктом стал Архангельск (район Соломбала), а первым биологическим стационаром – Соловецкая биологическая станция (1881 г.). Здесь проводились систематические гидрологические наблюдения, в частности Н.М. Книповичем, который также как и Н.П. Андреев отметил зону глубинной постоянной отрицательной температуры и высказал справедливое предположение, что источник ее происхождения – Баренцево море.

Сначала температурные совместно с соленостными наблюдения проводились на маяках: Терско-Орловский, Сосновец, Жижгин, Жужмуй (1887 г.); Зимнегорский (1892 г.); Святой Нос и Моржовец (1898 г.) [5], и все работы выполняли смотрители маяков, а в 1912 г. была организована гидрометеорологическая служба Белого моря и Северного Ледовитого океана. Появились самостоятельные пункты – гидрометеорологические станции (ГМС). Постепенно развиваясь, сеть гидрометеорологических станций стала приобретать современный вид. Появились стационары в Умбе, на мысе Турий, в Порьей губе и более менее равномерно по всему побережью. Здесь выполнялись одновременно метеорологические, уровенные и ледовые наблюдения. В 30-е гг. ХХ в. была разработана единая схема гидрологических разрезов.

На некоторые вопросы, связанные с температурным режимом Белого моря, смогли пролить свет биологические исследования. Самым ярким представителем здесь по праву считается К.М. Дерюгин. В 1922 г. под его руководством прошла самая в то время крупная беломорская экспедиция. На судне «Мурман» (переименованный «Андрей Первозванный», судно Мурманской научно-промысловой экспедиции в 1900-1906 гг.) была выполнена серия разрезов, и один из них (от Кандалакшского залива до Двинского) позднее назвали «дерюгинским». Оказалось, что по температурам придонных вод Белое море является одним из самых холодных в Мировом океане, и для летнего времени характерны два «пятна» воды – «полюс тепла» и «полюс холода» [11]. В то время не было достаточно убедительного обоснования причин существования подобных температурных аномалий. Сейчас их связывают с положением приливного фронта и процессами, происходящими на этой границе вод с различными свойствами [18]. Так, фронт Двинского залива распространяется от устья р. Северной Двины до м. Зимнегорский, а теплые и холодные области образуются благодаря меандрированию вдоль фронтального течения [7, 12]. Образование антициклонических вихрей в отделившихся справа от основного течения рингах способствует развитию даунвеллигов, в результате чего с глубиной наблюдается положительная аномалия температуры. Ринги, отделившиеся слева от основного течения, формируют циклонические вихри, то есть вызывают апвеллинги.

В 1928 году вышел труд К.М. Дерюгина «Фауна Белого моря и условия ее существования» [18], где подробнейшим образом был рассмотрен животный мир моря, найдены некоторые новые для того времени закономерности в гидрологическом режиме и впервые была дана приблизительная оценка численности фитопланктонных организмов. По данным Дерюгина, глубинные воды с температурой -1,4°С и соленостью 30‰ приурочены к глубоководному желобу, протягивающемуся от о. Жижгин до Средних Луд.

В настоящее время изучение температуры и солености основывается на современных методах статистического анализа длительных рядов наблюдений и моделирования, перейдя от констатации к новому качеству – прогнозированию. Применение математических моделей [8, 13, 16, 21, 23, 25], методов дистанционного зондирования [14, 26] и использование новых технологий для обработки накопленного материала позволило создавать расчеты состояния гидрологических характеристик разного временного масштаба в зависимости от влияния на них различных условий среды, как природных, так и антропогенных. Подробные результаты исследований гидрофизических параметров Белого моря и закономерности их изменчивости приведены в работах [4, 6, 17, 24]. Спутниковую информацию по Белому морю можно получить, например, на сайте [режим доступа: http://optics.ocean.ru].

Кроме того, в настоящее время актуальным является изучение взаимодействия пограничных сред море-атмосфера, дно-придонный горизонт и проблем, связанных с изменчивостью температуры на фоне глобального изменения климата. Активно этой проблемой начали заниматься в 90-х г. прошлого века и продолжают в настоящее время [5] [3]. Однако процесс проявления климатических изменений в температуре Белого моря, как основа для моделирования и мониторинга гидрофизических процессов, все еще изучен недостаточно.

Отдельные составляющие водного и теплового балансов Белого моря изучаются с конца XIX в. Так, в 1881 г. [7] начались наблюдения за расходом р. Северная Двина и одновременно за уровнем моря в дельте реки. Тепловой баланс Белого моря впервые был рассчитан В.В. Тимоновым и Л.П. Кузьминым (1939) [19] в 30-е гг. ХХ в. Позднее этим вопросом занимались А.Р. Шишко в 40-е гг. (1948) [22], Н.Я. Арсеньева в 60-е гг. (1964) [2], Г.В. Гирдюк и Т.В. Кириллова в 70-е гг. (1974) [10], В.В. Елисов в 90-е гг. [12].

В 1971 г. издан «Справочник по гидрологическому режиму морей и устьев рек СССР, т. V, Белое море», где была дана схема квазипостоянных течений Белого моря. В 1991 г. увидел свет подробный справочник: «Белое море. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Вып. 1. Гидрометеорологическое состояние» [7]. В 2005 г. опубликована монография «White Sea. Its Marine Environment and Ecosystem Dinamics Influenced by Global Change» [24], а в 2007 г. «Белое море и его водосбор под влиянием климатических и антропогенных факторов» [6]. Новые результаты исследований термохалинного режима Белого моря содержатся в серии Института океанологии РАН «Система Белого моря» [17].

Изучение ледового режима на Белом море началось в конце XIX в. Для этого использовали маяки: Мудьюгский (1894 г.), Зимнегорский (1896 г.), Терско-Орловский и Святой Нос (1898 г.) [7]. Результатом наблюдений за ледовыми условиями стала разработка руководства по плаванию во льдах Белого моря [15]. С 1909-1910 гг. ледовые наблюдения осуществлялись в открытой части моря, а с 1927 г. появилась авиаразведка. Сначала время наблюдений было приурочено к периоду зверобойного промысла, то есть весной. С 1948 г. [5] они проводились с января по май, а с 1951 г. охватывали период с момента ледообразования до схода льда.

Первые обобщения обширного материала наблюдений за состоянием льда были сделаны И.П. Ануфриевым и Э. Лесгафтом в начале ХХ в. [5]. Позднее, в 1932 г., используя личный опыт плаваний во льдах и опыт многих капитанов и промышленников, А.К. Бурке издал «Атлас карт состояния льдов, сжатий и разрежений в северной части и Горле Белого моря и в районах острова Моржовец» [9].

Занимался изучением ледовой обстановки Белого моря и В.Ю. Визе (1925, 1926 г.), и Н.Н. Зубов (1942 г.), и В.В. Тимонов (1942, 1958, 1961 г.) [см. в: 7]. В настоящее время ежегодно выпускаются обзоры ледового режима Белого моря, активно используются дистанционные методы. Информацию по ледовой обстановке в Белом море можно получить, например, в Интернете на сайте: [режим доступа: http://sputnik.infospace.ru/welcomer.htm]. Современные исследования ледяного покрова выполнены разными авторами с использованием дистанционных методов [24] и моделирования [6]. Можно воспроизводить ледовые условия на Белом море, например, с помощью объединенной модели И.А. Неелова и О.П. Савчука [25] и модели Н.Г. Яковлева в модификации И.А. Чернова [21, 23].

В течение нескольких десятилетий в Белом море различными научными организациями проводились комплексные экспедиции, позволившие собрать уникальный материал по гидрофизическим и гидрохимическим показателям, оценить многолетнюю изменчивость параметров, расширить знания о функционировании экосистем этого водоема. Заметную роль в исследовании температурного режима Белого моря играл ИВПС КарНЦ РАН наряду с другими институтами: ИБ КарНЦ РАН, ЗИН РАН, ИО РАН, включая филиал в Санкт-Петербурге и отделения в Архангельске и Калининграде, ММБИ КНЦ РАН, Международный центр по окружающей среде и дистанционному зондированию имени Нансена, ИЭПС УрО РАН и другие. Значительный вклад внесли постоянно действующие стационары на островах и побережьях Белого моря: ББС ЗИН РАН, ББС МГУ и СПбГУ, находящиеся на территории водосбора ООПТ. В последнее десятилетие как никогда активно используется спутниковая информация, современные методы обработки больших массивов данных, математическое моделирование процессов различных временных и пространственных масштабов для формирования подходов к прогнозированию состояния Белого моря, 3-D визуализация, алгоритмы усвоения данных на основе фильтра Калмана. Все накопленные знания о Белом море свидетельствуют, этот водоем, как ни один другой, подходит для роли микромодели Арктики. Относительно небольшие размеры (600 на 450 км), глубины (67 м – средняя и 350 м – максимальная), сложная конфигурация береговой линии, океанографический режим (отрицательные температуры глубинной водной массы, мощные течения), ледовый режим, климатические условия делают Белое море удобным полигоном для проверки результатов численных экспериментов на математических моделях, а также практических испытаний новой техники, предназначенной для работы в условиях Севера. Но на сегодняшний день многие вопросы остаются до сих пор слабо изученными, например, изменение, а также изменчивость температурного режима, особенности ледового режима, как важной составляющей теплообмена водоема, расчет и прогноз гидрометеорологических состояний Белого моря при разном комплексе климатических условий, термогидродинамическое и биогеохимическое моделирование.

Работа выполнена при поддержке Программы Президиума РАН «Поисковые фундаментальные научные исследования в интересах развития Арктической зоны Российской Федерации» по теме «Оценка влияния изменений климата и антропогенных факторов на экосистему и  биоресурсы  Белого моря и водосбор» на 2015  г.

NAO определяет основные закономерности гидрометеорологических колебаний в Норвежском и Баренцевом море, где создаются положительные аномалии поверхностного слоя воды (Дворкин, Кочанов, Смирнов, 2000). В работе (Алексеева, Шишков, 1997) показано, что коэффициент взаимной корреляции между соленостью одного из районов Северной Атлантики (к западу от Ирландии) и температурой воздуха по Кольскому меридиану после скользящего двухгодичного сглаживания составил 0,73. Вполне естественно, что воздействие NAO сказывается и на температурном режиме Белого моря.

Как известно, (Серяков, 1979; Смирнов, Воробьев, Качанов, 1998; Смирнова и др., 2001) NAO характеризуется разностью давления между Исландским минимумом и Азорским максимумом давления, что влияет на интенсификацию западного переноса в Северном полушарии. Положительные и отрицательные события NAO соответствуют положительным и отрицательным периодам в температуре поверхностного слоя Белого моря (Назарова, Толстиков, Филатов, 2004; Белое море…, 2007). Так, например, в индексах NAO и температуре поверхностного слоя Белого моря синхронно прослеживается теплый 1989 г. и холодный 1978 г. По данным В.Д. Бойцова (Бойцов, 2008) для Баренцева моря также выделяются холодные годы 1978-1979, а после 1988 г. наступил теплый период, что автор указанной работы связывает с NAO. Однако для Белого моря количественные показатели не отражают тесной связи NAO с температурой поверхностного слоя. Коэффициент взаимной корреляции между модельными среднегодовыми значениями температуры поверхностного слоя Белого моря (расчет по трехмерной численной модели (Neelov, Savchuk, 2003)) после скользящего двухгодичного сглаживания и значениями индекса NAO равен 0,47. Это хорошо согласуется с данными, полученными нашими коллегами (Сало, Назарова, 2011) по влиянию Северо-Атлантического колебания на Онежское озеро, которое, если основываться на размерах барических образований, расположено к Белому морю относительно близко.

Стоит отметить, что связь температуры поверхностного слоя Белого моря и индексов NAO прослеживается лишь в зимние месяцы, что подтверждает выводы из работы (Мирвис и др., 2009). По нашим данным наибольшая связь для всей акватории Белого моря отмечается в феврале (r=0,52). Если рассматривать 9 гидрометеорологических станций (см. выше), то наибольший коэффициент корреляции получен для ст. Инцы (0,57), наименьший – для ст. Жужмуй (0,47). Для летнего периода связи температуры поверхностного слоя Белого моря с NAO не выявлены. NAO объясняет в данном случае около 30% вклада в дисперсию температуры поверхностного слоя Белого моря и это хорошо согласуется с результатами работ (Диксон, Майнке, 2005; Дроздов, 2011). В работе (Диксон, Майнке, 2005) показано, что NAO влияет на три основных параметра, обусловливающих океаническую циркуляцию: 1) скорость ветра; 2) скрытый и явный потоки тепла; 3) испарение или осадки.

Причины низкой степени связи указанных выше процессов могут заключаться и в том, что индекс NAO недостаточно адекватно описывает состояние атмосферы в Северной Атлантике, так как характеризует разницу давлений центров действия атмосферы, находящихся в области действия разных зональных потоков (Астафьева, Раев, 2010). Очевидно, механизм глобального опосредованного воздействия на температурную изменчивость поверхности Белого моря более сложный. Основываясь на данных Е.И. Серякова (Серяков, 1979), Е.Н. Дворкина с соавторами (Дворкин и др., 2000), В.И. Бышева (Бышев, 2003), В.Д. Бойцова (Бойцов, 2008), В.В. Дроздова (Дроздов, 2011) попытаемся объяснить воздействие NAO совместно с системой течений Северной Атлантики и Арктики по приведенной ниже схеме.

При усилении северо-восточного пассата, происходящего в результате экзопроцессов, не относящихся напрямую к теме статьи, ускоряется циркуляция системы течений Гольфстрим. Возрастает теплосодержание Северо-Атлантического течения, усиливается разница в давлении между Исландским минимумом и Азорским максимумом. Следствием этих событий является интенсификация западного переноса, а также усиление Северо-Атлантического течения, несущего водные массы через Северную Атлантику в Северный Ледовитый океан, поскольку при положительной фазе NAO адвекция теплой воды в океане усиливается. Большая часть тепла Северо-Атлантического течения (89%) идет на нагрев атмосферы (Химические…, 1997), но теплозапас воды достаточно высок. Температура воды в Баренцевом и Белом море повышается. Далее этот процесс приводит к снижению площадей многолетнего льда в бассейне Северного Ледовитого океана. Поскольку система течений замкнутая, как следствие, становится больше айсбергов, которые выносятся в Атлантику Лабрадорским течением. Эти холодные водные массы смешиваются у Ньюфаундленда с Гольфстримом, и температура Гольфстрима и Северо-Атлантического течения понижается. Следовательно, площадь и мощность льда в Северном Ледовитом океане закономерно возрастает, а количество айсбергов понижается. Период этого колебания составляет около 3,5 лет (Серяков, 1979).

Четырех-пятилетняя вариация, природа которой до сих пор недостаточно изучена, проявляется практически во всех районах Северной Атлантики (Серяков, 1979; Смирнов, Воробьев, Качанов, 1998). Пятилетняя квазипериодичность наблюдается и в колебаниях температуры поверхностного слоя Белого моря (Белое море…, 2007; Толстиков, 2006).

Можно сделать вывод о значительном влиянии крупномасштабных процессов на температурный режим Белого моря, несмотря на то, что многие существующие индексы не в полной мере отражают поведение глобальных осцилляций. Одним из механизмов является Северо-Атлантическое колебание (NAO), воздействующее по сложной схеме закономерностей. Белое море откликается на события NAO, однако тесной связи между этими процессами не выявлено.