Погода в Мурманске из Норвегии

мурманская область

 

1. Основные климатические факторы. климатические сезоны и районы моря

1.1. Радиационные факторы климата

Солнечная радиация является главным источником всех термодинамических процессов, происходящих в атмосфере и гидросфере, и оказывает определяющее влияние на формирование климата. Распространение и преобразование солнечной ра­диации обычно выражается уравнением теплового баланса, которое представляет собой частную форму закона сохранения энергии. Уравнение теплового баланса поверхности моря (результирующего потока тепла) можно представить в виде алгебраической суммы радиационного баланса , тур­булентного потока тепла Н и затраты тепла на испарение LE:

B=R + H + LE.       (1.1)

В свою очередь, радиационный баланс определяется «как разность между поглощенной солнечной радиацией Вк и эффективным излучением поверхности моря Еэф:

 

 

где Q0 — суммарная солнечная радиация при безоблачном небе (возможная радиация); f(n) — функция, учитывающая влияние облаков на суммарную радиацию; α— альбедо водной поверхности; δ — интегральная излучательная способность водной поверхности; σT4 в— излучение абсолютно черного тела при температуре поверхности моря.

 Акватория Баренцева моря расположена за полярным кругом, поэтому здесь наблюдаются относительно низкие высоты Солнца и явления полярного дня и полярной ночи, что обусловливает большие внутригодовые изменения суммарной солнечной радиации при безоблачном небе. Полуденная высота Солнца в декабре менее 0° (ниже горизонта) на всей акватории моря и увеличивается в июне до 33° на 80° с. ш. и до 45° на 68° с. ш. Продолжительность полярной ночи возрастает от 30 сут на южной границе моря до 120 сут на северной, продолжительность полярного дня увели­чивается соответственно от 50 до 140 сут. Средняя суточная суммарная солнечная радиация при безоблачном небе и средней прозрачности атмосферы (коэффициент прозрачности Р2 = 0,80) изменяется от 0 в ноябре—январе до 30 МДж/м2 в июне (табл. 1.1) [72]. Большая облачность (преимущественно 8—9 баллов), характерная для акватории моря в течение всего года, уменьшает поступление прямой солнечной радиации на 60—80% и в то же время увеличивает рассеянную радиацию почти в 1,5 раза по сравнению с безоблачным небом. Доля рассеянной части суммарной радиации в целом за год достигает 60—70 %. Это обусловлено большой рассеивающей способностью облаков, частыми туманами, дымкой и моросью. Степень рассеивания зависит от яруса облаков и достигает наибольших значений при облаках нижнего яруса.

 

 В условиях лолуясного состояния неба рассеянной солнечной радиации может быть в 2—3 раза больше по сравнению с условиями безоблачного неба. В общем случае облачный покров ослабляет поток солнечной радиации над открытой водной по­верхностью и несколько усиливает над льдом за счет многократного отражения ее в слое лед—облака, преимущественно летом.

В целом для свободной ото льда акватории Баренцева моря годовой приход суммарной радиации Q при реальных условиях облачности составляет 60 % от возможного при безоблачном небе Q0. Относительное увеличение суммарной солнечной радиации отмечается весной и летом с максимальным значением Q/Q0 в апреле (табл. 1.2).

В северных и северо-восточных районах моря, покрытых льдом, значения  Q/Q0 несколько выше приведенных в табл. 1.2 за счет большей отража­тельной способности подстилающей поверхности. Так, среднее альбедо водной поверхности при вы­сотах Солнца, характерных для Баренцева моря, изменяется от 8 до 20 %, в то время как альбедо ледяного и снежного покрова составляет 40—50%, достигая в отдельных случаях 95 %.

В соответствии с данными табл. 1.2 следует, что над Баренцевым морем в апреле наблюдается также и годовой максимум продолжительности солнечного сияния [17]. Вторичный максимум ее, иногда превышающий основной весенний, отмечается в июне или в июле, что связано в первую очередь с явлением полярного дня. С августа продолжительность солнечного сияния резко снижается. В целом за год она составляет над морем 700—800 4 [17].

Исследованиям характеристик радиационного и теплового балансов поверхности Баренцева моря посвящены работы О. Б. Мерцаловой [246], М. К. Гавриловой [62], Е. И. Серякова [327—330], М. С. Маршуновой и Н. Т. Черниговского [140], а также работы [69, 173, 362, 391 и др.]. Однако в большинстве указанных работ для расчета составляющих радиационного баланса поверхности моря используется методика, разработанная по материалам актинометрических намерений материковых станций, в том числе и арктических. Как показано в ряде работ, использование этой методики для морских условий может приводить к искаженным результатам в определении составляющих радиационного баланса, что обусловлено спе­цификой строения пограничного слоя атмосферы и иными свойствами облачного покрова над морем по сравнению с наблюдаемыми над континентом.

В табл. 1.3 представлены средние суточные (за месяц и год) значения составляющих радиационного баланса для свободной ото льда поверхности моря. Для определения указанных характеристик, также как и данных табл. 1.2, использована методика ГГО—МФ ААНИИ по расчету составляющих радиационного баланса поверхности океана (моря) [72]. В качестве исходной гидрометеоро логической информации для расчета использованы климатические данные, помещенные в Атласе океанов [19]. Кроме того, привлекались и другие материалы, хранящиеся в фондах Мурманского филиала ААНИИ и Мурманского управления по гидрометеорологии. Расчеты были выполнены для свободной ото льда поверхности моря в точках сетки, построенной с учетом площади между широтных зон. В этой же таблице (представлены средние квадратические отклонения σ', характеризующие пространственную изменчивость радиационных потоков.

В годовом ходе средняя суточная суммарная солнечная радиация при облачном небе изменяется от 0 в декабре и январе до 17,8 МДж/м2 в июне. Наоборот, пространственная изменчивость суммарной радиации, так же как и других составляющих радиационного баланса, относительно невелика. Так, при среднем суточном значении Q = 17,8 МДж/м2 в июне для южной части Баренцева моря в целом значения суммарной радиации по акватории моря изменяются от 16,3 до 19,2 МДж/м2 , среднее квадратичеокое отклонение составляет 0,7 МДж/м2 . В другие месяцы пространственная изменчивость несколько возрастает (до 0,9—1,1 МДж/м2 ) при уменьшении значений суммарной радиации, Баренцево море является одним из наиболее облачных районов Арктики, поэтому здесь наблюдается и наименьшее поступление суммарной солнечной радиации [17, 19, 62, 240].

Поглощенная солнечная радиация, по-существу, повторяет годовой ход суммарной радиации, вследствие небольшой изменчивости среднего месячного значения альбедо водной поверхности в течение года. В целом за год водные массы Баренцева моря поглощают 88% поступающей солнечной радиации. Для ледяного покрова с его большой отражательной способностью коротковолновой радиации значения Вк будут значительно меньше представленных в табл. 1.3, и как следствие, это приводит к уменьшению радиационного баланса поверхности ледяного покрова.

Основными факторами, определяющими эффек­тивное излучение, являются облачность и раз­ность температур воды и воздуха. При значительной облачности разность температур воды и воздуха «колеблется в течение года от 8°С в декабре—марте до 0 °С в июле—августе. В соответствии с этим среднее суточное эффективное излучение изменяется в 2—2,5 раза,, составляя 5—6 МДж/м2 в холодную часть года и 2—3 МДж/м2 в теплую. Среднее квадратическое отклонение σЕ' составляет 0,4—1,3 МДж/м2 и также уменьшается от зимы к лету.

 Радиационный баланс поверхности моря R с октября по март отрицательный, а с апреля по сентябрь — положительный с максимальным значением в июне, что обусловлено соответствующими изменениями потока солнечной радиации в течение года. При этом в теплую часть года значения радиационного баланса на 30—40 % меньше суммарной радиации. В период полярной ночи, В отсутствии тепла от солнца, радиационный баланс определяется только эффективным излучением поверхности моря, т. е. разностью между собственным излучением поверхности моря и поглощенной ею частью теплового излучения атмосферы. Следует отметить важную роль теплового излучения атмосферы в радиационном теплообмене между атмосферой и поверхностью моря. Оно изменяется в течение года от 21 МДж/м2 в феврале—марте до 27 МДж/м2 в июле—августе за сутки. Во время полярной ночи тепловое излучение атмосферы является единственным источником тепла, поступающего на поверхность моря, и даже в период полярного дня, при максимальном поступлении солнечной энергии, тепловое излучение атмосферы в 1,5 раза превышает суммарную радиацию.

В среднем для южной части моря средний су­точный годовой радиационный баланс положителен и равен 1,5 МДж/м2 . Большой положительный баланс в летнее время практически компенсирует большие отрицательные значения его в зимнее время (табл. 1.3). Значения σR', характеризующие пространственную изменчивость среднего суточного радиационного баланса, составляют 1,2— 1,4 МДж/м2 зимой и 0,6—0,9 МДж/м2 летом.

Выполненный по методике С. П. Малевского- Малевича [222] расчет межгодовой изменчивости средних месячных значений составляющих радиа­ционного баланса показал, что в целом на свобод­ной ото льда акватории Баренцева моря для большей части года она на 30—50 % меньше пространственной изменчивости и лишь в весенне-летние месяцы (май—август) межгодовая изменчивость превышает пространственную.

Отсутствие ледяной поверхности на юге моря в течение года обеспечивает значительное поступление тепла в атмосферу не только за счет эффективного излучения, но и за счет турбулентного потока тепла Н и затрат тепла на испарение LE [17, 19, 69, 173, 327—330, 362, 391]. При этом наибольшие значения Н и LE наблюдаются в декабре—феврале (соответственно 10—12 и около 7—8 МДж/м2 в среднем за сутки) и уменьшаются в июне—августе до ±0,2 и 1—2 МДж/м2 . Температурные различия между теплыми и холодными течениями непосредственно на изменении турбулентных и радиационных потоков в явном виде не проявляются. В большей степени сказываются они через облачность, разность температур воды и воздуха и скорость ветра.

Результирующий поток тепла В с мая по август положителен (направлен от поверхности в нижележащие слои моря), вследствие относительно большого поступления солнечной радиации и уменьшения в этот период эффективного излучения, турбулентного потока тепла и затрат тепла на испарение. В целом за год тепловой баланс поверхности южной части моря отрицателен (В = — 8 МДж/м2 ), но в холодную часть года ( с октября но март) поверхность моря ежесуточно отдает в атмосферу 18—24 МДж/м2 тепла.

Таким образом, свободная ото льда акватория моря по степени теплоотдачи и «по ряду климатических характеристик энергообмена и турбулентности может быть отнесена к энергоактивной зоне океана [100, 390], оказывающей большое влияние на общую циркуляцию атмосферы и климат.

Более детальный анализ климатических характеристик составляющих радиационного и теплового балансов поверхности Баренцева моря приводится в части II настоящей монографии.

1.2. Циркуляционные факторы климата

Изучению атмосферных процессов над Арктикой, в том числе и над Баренцевым морем, посвящен ряд работ [76, 120, 121, 173, 247, 290, 299, 300]. Достаточно детальная характеристика синоптических процессов приводится в «Атласе океанов» [19]. В настоящей работе для характеристики циркуляционных условий формирования клима­та в основном использованы указанные литературные источники.

Положение Баренцева моря в высоких широтах, непосредственная связь его с Атлантическим океа­ном и Центральным Арктическим бассейном определяют основные черты климата моря. Большая меридиональная протяженность моря, поступление теплых атлантических вод на юго-западе и приток холодных вод из Арктики через северо-западные и северо-восточные границы моря создают значительные климатические различия на его пространстве.

Вследствие особенностей в распределении облачности над Арктическим бассейном, наименьшая за год суммарная радиация поступает на Баренцево море, а между тем здесь более теплый климат в сравнении с другими арктическими морями. Это свидетельствует о меньшей роли солнечной радиации как климатообразующего фактора по сравнению с другими факторами, формирующими климат Арктики, — циркуляцией атмосферы и подстилающей поверхностью. В целом циркуляционные процессы над Баренцевым морем зависят от макросиноптических процессов над всем северным полушарием. В значительной степени также определяются они особенностями подстилающей поверхности— системой холодных и теплых течений, степенью покрытое льдом поверхности моря.

Баренцево море в течение всего года находится под влиянием воздушных масс арктического и ат­лантического происхождения. Кроме того, северная часть Баренцева моря сама является очагом формирования арктического, а южная — морского полярного воздуха [269]. Зимой над юго-восточной частью моря в отрогах сибирского антицикло­ на может формироваться континентальный поляр­ный воздух. Но эти условные границы областей формирования воздушных масс с различными физическими свойствами могут претерпевать значительные изменения в связи с изменениями атмосферной циркуляции.

Арктический воздух, который формируется в основном над льдами полярного бассейна, поступает в район Баренцева моря с ветрами северных направлений. Над частью моря, покрытой льдами, эти массы воздуха могут застаиваться в областях высокого давления и дополнительно выхолажи­­ваться. При перемещении к югу над свободной ото льда теплой поверхностью моря они прогреваются в нижних слоях и приобретают неустойчивую стратификацию, в результате чего над морем выпадают осадки «зарядами».

Арктический воздух, притекающий с северо-западными ветрами со стороны Гренландского и Норвежского морей, имеет более высокую температуру и характеризуется большей неустойчивостью, чем воздушные массы, поступающие через северные районы Баренцева моря, так как проходят значительно большие расстояния над теплой водной поверхностью.

Континентальный полярный воздух, который формируется в основном в антициклоне над Сибирью, а также над севером европейской территории Союза и частично над юго-востоком Баренцева моря, выносится на акваторию с ветрами восточной четверти горизонта. По своим термическим свойствам он мало отличается от арктического, а иногда его температура может быть ниже, чем температура арктического воздуха.

Морской полярный воздух, формирующийся над Атлантическим океаном, переносится на акваторию Баренцева моря исключительно в теплых секторах циклонов, которые перемещаются преимущественно вдоль теплых морских течений. В холодный период года приток морского полярного воздуха приводит к потеплению, к пасмурной погоде с низкой слоистой облачностью и моросящими осадками.

Массы полярного воздуха отделяются от холодного, сухого арктического воздуха зоной арктического фронта, возникающего главным образом вследствие различия температуры и влажности этих масс. На рис. 1.1 приведены линии равной повторяемости атмосферных фронтов (среднее число фронтов за месяц на площади 1 млн км 2 ) [19]. Кинематической основой атмосферных фронтов является поле деформации, которое характеризу­ется обширной барической ложбиной, простирающейся от исландской депрессии в направлении на Новую Землю. Развитие циклонов над Баренцевым морем почти всегда связано с наличием арктического фронта. Фронтогенез в зоне ложбины наиболее активен, когда исландский минимум расположен севернее своего среднего зимнего положения. В этом случае активный вынос теплого воздуха с юго-запада происходит в более северные районы моря, где вызывает резкие изменения в температуре воздуха, в режиме облачности и осадков.

Направления движения барических образова­ний довольно определенны для разного времени года. В холодный период от исландского миниму­ма циклоны смещаются по траекториям II, III (рис. 1.2). Когда центр депрессии над Исландией смещается несколько к востоку от среднего положения, перемещение циклонов происходит по траектории IV. Сравнительно реже циклоны, движущиеся по траектории II, приобретают юго-восточную составляющую и продолжают путь по траектории V. В среднем за месяц в холодный сезон отмечается прохождение трех-четырех циклониче­ских центров [19, 299, 406]. Средняя скорость перемещения циклонов 30—45 км/ч [297].

Повторяемость циклонических полей над Баренцевым морем зимой составляет 30—35% [19]. Средняя продолжительность около 4 сут. Суммар­ное число дней с циклонической циркуляцией (с учетом ложбин и размытых циклонических полей) достигает 21—23 (табл. 1.4). Число дней за месяц с глубокими циклонами (с давлением в центре 990 гПа и менее) зимой равно 5—7. Интенсивные и глубокие циклоны, (проходящие с резко выра­женным изобарическим полем, сопровождаются усилением ветра до штормового, а иногда до ураганной силы.

Антициклонические поля зимой наблюдаются реже, чем в теплое время года. В среднем насчи­тывается от 7 до 9 сут в месяц с антициклонами, гребнями и размытыми антициклоничеокими поля­ ми разного вида. Перемещение антициклонов в январе осуществляется по траектории VI (см. рис. 1.2) со скоростью 30—40 км/ч. В среднем отмечаются вторжения двух-трех антициклонов в ме­сяц. Мощные антициклоны с давлением 1035 гПа и более наблюдаются не ежегодно: от 3 до 9 сут за 10 лет в каждом из зимних месяцев. При вторжениях холодных масс воздуха со стороны Карского моря по траектории VII наблюдается особенно значительное понижение температуры воздуха.

В теплый период года наиболее холодными являются также массы арктического воздуха, перемещающиеся из Арктики и северных районов моря, еще покрытых льдами. С ними связаны пони­жения температуры воздуха, особенно резкие на юге моря. Полярный континентальный воздух формируется в это время года на материке южнее акватории Баренцева моря. Прогретые над континентом в условиях длинного светового дня пр« большом притоке солнечного тепла воздушные массы выносятся на акваторию моря с более высокой температурой, чем в других воздушных массах. Это происходит при смещении циклонов по траекториям IV, V (см. рис. 1.2, июль) по направлению северных струй Нордкапского течения, хотя и наблюдается такое сравнительно не часто. По­ ступая на относительно холодную водную поверхность, массы континентального воздуха охлаждаются в нижних слоях, при этом образуются низкая слоистая облачность и туманы, ухудшается видимость.

Морской полярный воздух, /перемещающийся на акваторию моря в теплое время года, обычно не приводит к особенно заметному потеплению. При продвижении к северу и северо-востоку он подвергается интенсивному выхолаживанию в ниж­них слоях, особенно над холодными морскими течениями и над льдами в северной части моря. Это сопровождается также усиленной конденсацией водяного пара, образованием туманов и слоистой облачности. Траектории циклонов, с которыми по­ступает морской полярный воздух, в теплое время года проходят над прогретым континентом Европы, но южнее их зимних положений (траектории I, II).

 Характер летнего среднего барического поля существенно отличается от зименего. Депрессия в районе Исландии хотя и сохраняется, но значи­тельно уменьшается по площади и глубине. Над Баренцевым морем наблюдается повышенный фон атмосферного давления. Среднее число дней с циклонической циркуляцией уменьшается до 14—15 в месяц, а с глубокими циклонами — до 1,1 —1,3. Повторяемость антициклонической циркуляции, наоборот, увеличивается вдвое по сравнению с зимой (15—16 сут в месяц), хотя мощные антициклоны проходят реже, чем в другие сезоны (см. табл. 1.4). Наиболее характерными являются холодные и низкие антициклоны, которые образуются и поддерживаются благодаря влиянию холодной поверхности моря. Траектории перемещения антициклонов летом близки к их зимним положениям, но скорости заметно снижаются (20— 40 км/ч). 

1.3. Роль подстилающей поверхности в формировании климата

Баренцево море относится к числу арктических ледовитых морей. Зимой льдами покрываются его северная и восточная части, а юго-западная акватория моря на удалении 80—100 миль от норвежского и Мурманского берегов не замерзает даже в самые суровые зимы. Среднее положение границы ледяного покрова проходит от о. Медвежий на восток-юго-восток, достигая на 45° в. д. широты 74°, затем круто поворачивает на юго-за­пад и подходит к Святому Носу. В аномально ледовитные годы Громка льдов опускается на западе южнее 73° с. ш., а на востоке подходит к берегу Кольского полуострова у о. Кильдин. Северная часть моря очищается от льда в августе—сентябре аномально теплых лет [139]. 

Сезонный ход ледовитости моря имеет следующие особенности: максимальные значения отмечаются в апреле (68%), а минимальные — в сентябре (9%), амплитуда межгодовых колебаний ледовитости моря в эти месяцы составляет 42 и 35 % соответственно. Наиболее сильно меняется ледовитость в июне—июле (амплитуда ее колебаний больше 60%). Средняя годовая ледовитость Баренцева моря 38% (табл. 1.5).

Вследствие различной теплопроводности, излучательной и отражательной способности, водная поверхность, ледовые поля различного возраста и степени сплоченности по-разному влияют на фор­мирование потоков тепла, влаги и солнечной радиации. Как уже было отмечено, альбедо снега колеблется от 30 до 95%, ледяного покрова — от 40 до 50 %, а открытой водной поверхности — от 8 до 20%. Эти различия в отражательной способности поверхности моря приводят к тому, что последние получают разное количество тепла от Солнца при равных условиях поступления его. Это сказывается и на значениях радиационного баланса — на его приходной части. Кроме того, эффективное излучение поверхности моря с неодинаковой температурой (лед, вода), которое происходит также при различных условиях облачности и влагосодержания атмосферы (над водой оно больше), отражается на расходной части радиационного ба­ланса. Сказанное относится не только к физически неоднородным поверхностям, а также и к обла­стям холодных и теплых морских течений, хотя влияние их на составляющие радиационного баланса опосредованное — через метеорологические величины.

 

 

Водным массам с их большой теплоемкостью принадлежит огромная роль в формировании климата, как второму источнику тепла. В виде теплого Нордкапокого течения они поступают из Атлантики и, трансформируясь, распространяются до берегов Новой Земли. Под их влиянием на море и омываемых ими берегах создается особый климат с относительно теплой зимой и малой годовой амплитудой температуры воздуха. В районе Мур­манска наблюдается такая же средняя месячная температура января, как в Волгограде, расположенном значительно южнее, в то время как на ст. Белый Нос, «расположенной на восточном побережье Баренцева моря почти на широте Мурман­ска, средняя январская температура на 8 °С ниже, так как мелководная юго-восточная часть моря находится вне влияния главных струй теплого те­чения и в холодное время покрывается льдом [19, 377]. Основной теплообмен между атмосферой и морем происходит в районе теплых течений в виде турбулентного потока и затрат тепла на испаре­ние. Северная половина моря находится в зоне преобладания холодных арктических вод.

Значение водной поверхности как дополнительного источника тепла достаточно четко отражается на картах распределения температуры воздуха над морем [19}- Изолинии температуры воздуха повторяют изолинии температуры воды. Проис­ходит сгущение изотерм вдоль кромки льдов, вследствие уменьшения притока тепла в атмосферу из моря с изменением физического состояния его поверхности, аналогичное тому, как это происходит у побережья континентов под влиянием охлаждающего действия их.

Как следствие влияния подстилающей поверхности в районе действия холодного Надеждинско- Медвежинского течения, можно отметить также увеличенную повторяемость зоны облачности, туманов, плохой видимости при прохождении относительно теплых воздушных масс в летнее время.

Состояние подстилающей поверхности в той или иной степени влияет на циркуляцию атмосферы. Над относительно теплыми атлантическими водами в холодный период года воздушные массы интенсивно прогреваются в нижних слоях, создавая дополнительные условия для поддержания повышенной циклонической деятельности над морем, что подтверждается положением траекторий циклонов, направленных вдоль теплых течений [19, 406]. Береговая зона, острова и архипелаги также оказывают влияние на атмосферные процессы. Под воздействием арх. Новая Земля нарушается обыч­ное движение циклонов в восточном направлении [19]. Особенно существенно искажающее влияние их на ветровой поток. Оно выражается в завышении повторяемости определенных направлений ветра. В долинах рек, фьордах, заливах и губах южного побережья, ориентированных меридионально, возрастает повторяемость преобладающих в сезоне направлений ветра или смежных с ними (южной четверти зимой, северной — летом). Результатом видоизменения общего движения атмосферы под влиянием рельефа Новой Земли является из­вестное всем явление новоземельской боры. Деформация существующего общего потока воздуха под воздействием Новоземельской возвышенности сказывается как на направлении, так и на его силе, создавая своеобразный ветровой режим [53]. По исследованиям 3. М. Прик [289], преобладающее горизонтальное расстояние, на которое распространяются такие местные ветры в сторону моря, составляет 20—30 км. Обычно влияние местных условий горноберегового рельефа в западном секторе Арктики составляет 2—8 км. При равнинном береговом рельефе (или пересеченном) на правление ветра, наблюдаемое на береговой стан­ции, может характеризовать район моря на расстоянии 150—250 км от берега. При переходе воздушного потока с моря на сушу направление ветра летом изменяется на 19—20°. В связи с тем, что при этом изменяется также параметр шерохо­ватости (на 1—2 порядка), скорость ветра обычно уменьшается на 30—50 %, например, в районе арх. Шпицберген [247]. В узких долинах и проливах, ориентированных по направлению преобладающих ветров, средняя скорость воздушного потока возрастает (Кольский залив, прол. Маточкин Шар). Происходит усиление ветра на выступающих мысах в районе Канина Носа, у северного побережья о. Колгуев и в других районах.