Часть I. Метеорологический режим. 2 Температура воздуха

  

 

2.1. Годовой ход температуры воздуха

Годовой ход температуры воздуха зависит от всех основных факторов формирования климата и в разных районах отражает особенности климатообразующих процессов в них. Характерной особенностью режима температуры воздуха над Баренцевым морем является сглаженный ход многолетней средней месячной температуры в зимний период с декабря по март, типичный для морского полярного климата. Такой ход температуры формируется при частом образовании теплоядерных зим, когда отмечается относительное повышение температуры воздуха в один из указанных зимних месяцев по сравнению со смежными с ним. В отдельные зимы наблюдаются два или три теплых ядра. Обычно многоядерными бывают зимы, которые начинаются повышением температуры воздуха в начале сезона, чаще в декабре. Временное повышение температуры в разные годы происходит не в один и тот же, а в разные месяцы. Это приводит в одних районах к формированию близких по значению средних многолетних температур с декабря по март (безъядерная зима), в других — к относительному повышению температуры воздуха в определенном месяце (теплоядерная зима), которое достаточно четко проявляется в ходе многолетней средней температуры, полученной за достаточно длинный период наблюдений (более 30 лет). К последним относятся северо-западная и северная части моря.

Повторяемость теплых ядер в определенном месяце не остается постоянной, а изменяется с течением времени. На западе моря (о. Медвежий) с 1920 по 1941 г. теплые ядра относительно чаще наблюдались в январе (10 раз), реже в феврале и в марте (по 4 раза). Средняя месячная температура за этот период зимой плавно понижается, достигая минимального значения в марте. За последующие 33 года (1947—1979 гг.) теплые ядра в январе наблюдались лишь 5 раз и чаще отмечались в феврале. В годовом ходе многолетней средней месячной температуры за этот период сформировалось небольшое теплое ядро, а минимум температуры сместился на январь.

Причины образования безъядерных и теплоядерных зим в Арктике рассматривались многими исследователями [53, 180, 200, 217, 271, 310, 368]. Установлено, что основной причиной является увеличение в один из зимних месяцев повторяемости определенных типов циркуляции атмосферы, при которых усиливается поступление теплых морских масс воздуха с Атлантики. Наилучшие условия для адвекции тепла в Баренцевом море, по мнению Л. С. Петрова [271], создаются при восточном типе циркуляции (по Вангенгейму). Действительно, в большинстве случаев повторяемость указанного типа циркуляции в месяцы с теплым ядром больше, чем в смежные с ним (табл. 2.1). Однако не является редким исключением образование теплого ядра при одинаковом или относительно меньшем, чем в предыдущем и в последующем месяцах, числе дней с восточной формой циркуляции. Немаловажное значение в таких случаях имеет интенсивность выноса тепла (температура воздушной массы), а не только продолжительность адвекции. Отмечено [310], что теплые ядра могут возникать как на фоне относительно низкой, так и высокой температуры.

Повторяемость теплоядерных зим на Баренцевом море неодинакова и изменяется от 30—40 % у южного побережья и до 65—80 % в северной его половине (табл. 2.2). В юго-западной части моря (Гамвик) теплые ядра чаще отмечаются в декабре и январе, к востоку повторяемость их увеличивается в феврале. Не исключены также случаи образования теплых ядер в марте, но их повторяемость в южной части моря невелика (не более 3%)- Севернее 75—76° с. ш. количество теплых ядер в феврале значительно увеличивается и превышает суммарное число их за два предыдущих месяца (декабрь и январь). По сравнению с южными районами возрастает также повторяемость теплых ядер в марте. Как уже отмечено в работе [310], асимметрия- разностей температур месяца с теплым ядром по отношению к предыдущему и последующему месяцам обусловлена годовым ходом температуры. Она больше в начале и в конце зимнего сезона, а также на востоке и севере, т. е. в наиболее континентальных районах моря с интенсивным годовым ходом температуры воздуха. При образовании теплых ядер в середине зимы (февраль), температура воздуха в месяце с теплым ядром почти симметрична по отношению к температурам смежных месяцев.

Обращает на себя внимание неодинаковая интенсивность теплых ядер в различных районах моря. В юго-западной части на фоне относительно высокой зимней температуры над свободной ото льда водной поверхностью средняя интенсивность теплых ядер невелика. Например, в феврале она равна 1,0—1,5°С (Гамвик). В юго-восточной части моря температура теплоядерного февраля выше температуры января и марта приблизительно на 3,0—3,5°С, а у северной граниты моря на фоне низкой зимней температуры — более чем на 7 °С.

Рассмотренная характерная черта зимнего режима температуры воздуха на Баренцевом море формируется в основном за счет переноса тепла в атмосфере, а не в гидросфере. Об этом свидетельствует сопоставление годового хода средних температур воды и воздуха [76]. В большинстве районов моря нет зимнего теплого ядра в ходе температуры воды, иногда имеет место лишь некоторое замедление в ее ходе. Однако нельзя умалить значение притока тепла в атмосферу через поверхность моря. Кроме того, и сама циркуляция атмосферы тесно связана с характером подстилающей поверхности.
Особенности климатообразующих процессов, происходящих в разных районах моря, находят отражение в форме кривой годового хода, которая характеризует время наступления наивысшей и наинизшей температуры, быстроту нарастания и падения от месяца к месяцу, симметрию восходящих и нисходящих ветвей.

Юго-западная часть моря отличается слабым годовым ходом температуры воздуха (табл. 2.3). Годовая амплитуда (разность температур самого теплого и самого холодного месяцев) составляет 9—10 °С. Периоды нарастания и убывания температуры почти симметричны относительно экстремумов, наблюдающихся в феврале (минимум) и в августе (максимум). Наиболее интенсивный рост температуры воздуха происходит от мая к июню (на 2,5—3,0°С), а наиболее сильное падение ее — от сентября к октябрю (на 2,5—4,0 °С). Многолетняя температура воздуха в июле лишь на несколько десятых долей градуса ниже, чем в августе, так как максимум средней месячной температуры в разные годы с равной вероятностью может наблюдаться как в июле, так и в августе (табл. 2.4).

В центральной части моря до 74—75° с. ш. и юго-востоке годовой ход температуры воздуха имеет такой же характер, с минимумом в феврале и максимумом в августе, но годовая амплитуда в этих районах возрастает соответственно до 10— 12 и до 20—23 °С. К северу от указанной широты наблюдается сдвиг минимума температуры на март, так как к этому времени над Арктикой возрастает антициклоничность, а теплоотдача моря, покрытого льдом, значительно уменьшается. Самым теплым месяцем на севере центральной части моря остается август. В отдельные годы максимальная средняя месячная температура воздуха может наблюдаться в июле, но в 55—65 % лет приходится на август. Рост температуры происходит в течение 5 месяцев, падение — 7 месяцев. Такая асимметричность обусловливает различную интенсивность изменения температуры воздуха в период ее роста и падения. В начале и в .конце периода подъема температура увеличивается на 2—3 °С за месяц, а в середине его (от апреля к маю) — на 5—7°С. Падение температуры воздуха от максимальных значений к минимальным происходит более равномерно, на 2—4°С за месяц.

Еще более асимметричен годовой ход температуры воздуха в северной части моря и у восточного побережья Шпицбергена, где минимальная температура также наблюдается во второй половине зимнего периода (март), а максимальная наступает раньше, чем в других районах — в июле. В августе температура воздуха на этих широтах обычно уже начинает понижаться, и лишь в 10—15% лет максимальная средняя месячная температура отмечается в этом месяце. Таким образом, рост температуры происходит в течение 4 месяцев, а период падения температуры растягивается на 8 месяцев. Амплитуда годового хода температуры в этом континентальном и ледовитом районе равна 18—22 °С. В течение 10 месяцев-средняя месячная температура воздуха на севере Баренцева моря отрицательна и только в июле и августе принимает небольшие положительные значения (0—2°С).

Устойчивый переход температуры воздуха через 0 °С при ее подъеме весной раньше всего начинается на юго-западе моря ,в зоне Нордкапского течения—в первой декаде апреля. Вследствие значительной протяженности моря с севера на юг, различной континентальности и ледовитости его, процесс перехода от отрицательных значений температуры к положительным продолжается в общей сложности около 3 мес. Завершается он на северо-западе в зоне холодного Восточно-Шпицбергенского течения и на севере в районе о-вов Земли Франца-Иосифа в конце июня — в начале июля (рис. 2.1). Обратный процесс перехода от положительных к отрицательным значениям температуры воздуха у северной границы моря наблюдается уже во второй половине августа (в среднем в последней его декаде). К югу и юго-западу время перехода через 0°С при понижении температуры осенью все более запаздывает. На 76— 77° с. ш., а также вдоль побережья о. Новая Земля и в Печорском море отрицательная температура устойчиво держится с начала октября. Еще двумя месяцами позднее осуществляется переход температуры через 0°С на юго-западе моря — в среднем в начале декабря (рис. 2.1). Таким образом, продолжительность периода с устойчивой средней суточной температурой воздуха ниже 0°С изменяется над акваторией моря от 120—140 сут над сравнительно теплыми водами южной части моря до 220—250 сут на юго-востоке и до 300—320 сут над его северной частью (рис. 2.2).

Число дней с температурой ниже (или выше) определенного предела по кривой годового хода не совпадает с числом дней, вычисленным непосредственным подсчетом. Причина заключается в том, что при непосредственном подсчете учитываются все без исключения дни, когда температура опускается ниже соответствующих пределов, тогда как при вычислении по кривой годового хода учитываются дни с того момента, когда соответствующая многолетняя средняя месячная температура достигает определенного значения. Разности между числом дней, вычисленным по графику, и непосредственным подсчетом зависят от формы кривой годового хода и от характера кривой распределения температуры, а поэтому закономерно изменяются по территории [249].

Устойчивый переход средней суточной температуры воздуха зимой через —10 °С наблюдается не над всей акваторией Баренцева моря. Среднее положение границы, южнее и западнее которой устойчивый переход температуры через —10 °С отмечается не каждый год, проходит на севере около 75—76° с. ш. и на востоке — около 48—49° в. д. (рис. 2.3). За пределами этой границы продолжительность периода ниже указанного предела быстро возрастает и достигает в районе арх. Земля Франца-Иосифа 180—190 сут, а в Печорском море 100— 140 сут.

Переход средней суточной температуры воздуха через —15 °С наблюдается в Печорском море, у побережья арх. Новая Земля и в северной части моря примерно выше 76,5° с. ш. Продолжительность периода с температурой ниже этого предела в Печороком море изменяется от нескольких дней в западной его части до 85—90 сут в прол. Карские Ворота. В северо-западной части моря к югу от о-вов Белый и Виктория (над Восточно-Шпицбергенским течением), где наблюдается отчетливо выраженное зимнее теплое ядро в ходе многолетней средней месячной температуры воздуха, устойчивый период с температурой ниже —15 °С прерывается временным повышением температуры в феврале. В результате имеют место два периода приблизительно одинаковой продолжительности (около 40—50 сут каждый). Один из этих периодов приходится на первую половину зимы, другой— на вторую. У северной границы моря температура ниже —15 °С держится в среднем 160— 170 сут. Период с температурой ниже —20 °С продолжается здесь от 100 до 130 сут, причем переход температуры через этот предел происходит ежегодно лишь к северу от линии, проходящей южнее о. Белый на северную оконечность о. Новая Земля. Так, на м. Желания продолжительность периода с устойчивой температурой ниже —20 °С составляет около 24 сут.

В теплое время года средняя месячная температура воздуха над Баренцевым морем не достигает высоких положительных значений. Переход ее через 5°С в период подъема (рис. 2.3) ежегодно наблюдается лишь южнее линии, проходящей от о. Медвежий в направлении Русской Гавани (на севере арх. Новая Земля). На 73° с. ш. продолжительность периода с температурой выше 5^С составляет около 80—90 сут (с конца июня до середины сентября) и увеличивается до 100— 120 сут у побережья Кольского полуострова и Скандинавии. Только здесь, на юго-западном побережье моря в наименее мористой части его (губы, заливы) наблюдается короткий период с устойчивой температурой выше 10 °С.

 

2.2. Средняя сезонная температура воздуха и междусезонные изменения

 

Форма кривой годового хода дает качественное представление о междусезонных изменениях температуры воздуха в определенной точке над морем и позволяет количественно оценить их по разности средних температур за центральные месяцы сезонов. Однако этот метод оценки не совсем удобен, так как наивысшая и наинизшая температура в годовом ходе наступает не одновременно над всем морем, а приходится на разные месяцы. Поэтому вычислены разности средних температур за соответствующие сезоны.

Пространственная картина изменений температуры воздуха от зимы к весне дана на рис. 2.4 а. Заметное увеличение притока тепла от Солнца весной по сравнению с зимним периодом вызывает рост температуры воздуха над всем морем. Однако темпы этого роста существенно зависят от характера подстилающей поверхности. В юго-западной части моря, в течение всего года свободной от льда, наблюдаются наименьшие междусезонные разности температуры воздуха (4—5°С). Наибольший рост температуры от зимы к весне (10— 14 °С) происходит над северными и юго-восточными районами, покрытыми льдом и характеризующимися значительной континентальностью, а следовательно, большими годовыми амплитудами температуры воздуха. Однако при этом температура воздуха повышается лишь от более низких зимних значений к менее низким весенним, оставаясь на севере моря отрицательной. На юго-востоке положительная температура воздуха, вызывающая таяние льдов, в среднем отмечается только в июне. Неодинаковые междусезонные изменения температуры воздуха в разных районах моря приводят к уменьшению пространственных температурных контрастов и выравниванию температуры весной.

Несколько иной характер имеет картина изменения температуры воздуха от весны к лету (рис. 2.4 6). Вследствие более значительного прогрева воздуха у побережий (на 5°С и более), область минимальных изменений температуры (менее 3°С) располагается не на юго-западе моря, как на рис. 2.4 а, а над его центральной частью. К северу от этой области междусезонные изменения равны 5—6°С, и происходит этот рост температуры в основном за счет непрерывного притока тепла во время полярного дня и продолжающегося изменения характера подстилающей поверхности — перемещения кромки льдов в ее крайнее северное положение. Особенно большие положительные изменения температуры воздуха (7—9 °С) отмечаются у побережья юго-восточной части моря над мелководным районом Печорской губы. Не последнюю роль в этом играют относительно теплые воды р. Печоры, выносимые в губу с юга и направленные на восток в сторону прол. Югорский Шар. В северной половине Печорского моря в результате влияния вод Карского моря, которые создают здесь в июле холодное ядро, прогревание воздуха заметно меньше.

При полной симметричности кривой годового хода температуры воздуха картина пространственного изменения междусезонной разности температур лето—осень (рис. 2.4 в) должна быть такой же, как на рис. 2.4 6, но только с обратным знаком. В действительности, как уже было сказано, годовой ход температуры в разных районах характеризуется различной степенью асимметричности, поэтому в картинах междусезонных изменений температуры весна—лето и лето—осень имеются различия. Область наименьших междусезонных изменений температуры воздуха (менее 3°С) расположена на рис. 2.4 в так же, как и на рис. 2.4 б, над центральной частью моря, но занимает большую площадь. Воды Баренцева моря во второй половине лета — в начале осеки обладают наибольшей энтальпией и, участвуя в теплообмене с атмосферой, замедляют понижение температуры воздуха над большей частью его акватории. На севере моря, где в июле—августе располагается граница льдов и воды характеризуются относительно малой энтальпией, во второй половине октября температура поверхности воды достигает минимальных значений, и начинается процесс ледообразования. Несмотря на дополнительное выделение теплоты кристаллизации, падение температуры воздуха здесь осенью на 1,0—1,5°С больше, чем рост ее весной, и обусловлено это радиационными причинами. Температура весеннего сезона формируется при большом притоке солнечной радиации, максимум которой наблюдается в июне, и поэтому меньше отличается от средней температуры лета (июль—август), чем температура осенью, когда высота Солнца и приток тепла от него существенно меньше, чем весной. Такое же, как и на севере, быстрое падение температуры воздуха от лета к осени происходит в северозападном районе между арх. Шпицберген и о. Надежды над холодными водами Восточно-Шпицбергенского течения. Это приводит к возникновению значительных горизонтальных градиентов междусезонного изменения температуры на северо-западе и севере моря.

Другая зона значительных горизонтальных градиентов изменений температуры воздуха на юге Печорского моря вызвана тем, что осенью воды моря в узкой прибрежной полосе, вследствие охлаждающего влияния континента, становятся холоднее вод мористой части, над которыми воздух остывает медленнее за счет большой теплоотдачи из моря в атмосферу. У юго-западного побережья моря, где охлаждающее влияние континента меньше, а воды моря сохраняют высокую температуру, происходит более медленное (на 4—5 °С) падение температуры воздуха, и горизонтальные градиенты междусезонной разности температуры здесь невелики.

Пространственное распределение отрицательной разности температур воздуха осень—зима (рис. 2.4 г) имеет в основном тот же характер, что и распределение положительной разности зима— весна, но по абсолютному значению падение температуры в большинстве районов на 1—2°С больше, чем рост. Обращают на себя внимание области небольших горизонтальных градиентов между сезонной разности температуры воздуха в районе Восточно-Шпицбергенского течения и в восточной части Печорского моря.

Многолетний ход междусезонных изменений температуры рассматривается по погодичным значениям разности температур за центральные месяцы сезонов. По абсолютному значению они несколько больше, чем разности соответствующих средних сезонных температур, имеют тот же характер многолетних изменений, но требуют меньшей затраты времени на их вычисление. На рис. 2.5 даны многолетние изменения разности температур за январь—май. Наименьшее среднее квадратическое отклонение отмечается в юго-западной части моря (Вардё, Остров Харлов), где  σ_ΔΤ = 1,5. ..2,4 °С. Несколько больше оно в юговосточном районе (σ_ΔΤ ~ 3°С). В северной половине моря наблюдаются наиболее значительные многолетние изменения, где среднее квадратическое отклонение равно 4,0—5,5°С.

Особенно большие междусезонные изменения температуры отмечены на рубеже 30—40-х годов и с 50-х до .первой половины 60-х годов. Затем междусезонные изменения от зимы к весне резко уменьшились, и в конце 70-х годов отмечено новое увеличение их. Характер многолетнего хода междусезонных разностей температуры воздуха за указанные периоды почти одинаков на всем море. Как показывает многолетний ход температуры воздуха на ст. Вардё, значительный рост междусезонной разности зима—весна приходится «а периоды потеплений. После теплых зим с пониженной ледовитостью моря процесс нарастания температуры весной происходит быстрее, вследствие уменьшения затрат тепла на таяние льдов. В периоды похолоданий междусезонные изменения температуры уменьшаются, после холодных зим следуют холодные весны.

Ход многолетних изменений разности температур весна—лето в отдельных частях моря, напротив, существенно отличается. На севере и северозападе (о. Надежды) он противоположен ходу на юге (ст. Вардё, ст. Остров Харлов). Среднее квадратическое отклонение также неодинаково: у побережья европейской части СССР, арх. Новая Земля и арх. Земля Франца-Иосифа σ_ΔΤ ~ 3°С, а над юго-западной и центральной частями моря σ_ΔΤ = 1,0... 1,5 °С.

В многолетнем ходе междусезонных разностей температуры воздуха весна—-лето и лето—осень имеет место согласованность (рис. 2.6, 2.7). Годы большого роста температуры от весны к лету соответствуют годам сильного падения ее от лета к осени. Однако средние квадратические отклонения многолетних изменений этих разностей неодинаковы (табл. 2.5). В западной половине моря темпы роста температуры от весны к лету претерпевают очень незначительные многолетние изменения (σ_ΔΤ =1,4... 1,7 °С), в то время как падение температуры от лета к осени более изменчиво (σ_ΔΤ = 2,3... 3,4°С). В восточной половине моря изменчивость положительных разностей температур весна—лето лишь немного (на 0,2—0,5 °С) меньше отрицательных разностей температур лето—осень, т. е. σ_ΔΤ (май—июль)=2,6. .. 3,1 °С; σ_ΔΤ (июль—октябрь) =2,8... 3,5 °С. Кривая многолетнего хода междусезонных изменений температуры воздуха от осени к зиме (рис. 2.8) также хорошо согласуется с ходом изменения температуры от зимы к весне (см. рис. 2.5), хотя изменчивость падения температуры от осени к зиме несколько больше изменчивости роста ее от зимы к весне или близка к ней (табл. 2.5).

Распределение многолетней средней сезонной температуры воздуха над акваторией Баренцева моря дано на рис. 2.9. По станциям побережья и островов, кроме того, получена средняя сезонная температура различной обеспеченности, а также максимальные и минимальные ее значения, отмеченные в аномально теплый и аномально холодный сезоны за взятый период наблюдений. Для расчета сезонной температуры воздуха различной вероятности в аномально теплые и холодные сезоны над морем получена, на основе наблюдений береговых станций, зависимость (рис. 2.10), имеющая следующий вид:

 

где T _{q (сез)}— сезонная температура воздуха, возможная 1 раз в q лет, °С;  Т_сез — многолетняя средняя сезонная температура воздуха; Т_q0 — сезонная температура, возможная 1 раз в q лет при  Т_сез = 0; a — численный параметр, b — параметр, характеризующий нелинейную зависимость дисперсии температуры от многолетней средней  Т_{сез  ,}°С ^-2.

 

 

Значения указанных параметров зависимости (2.1) и коэффициентов линейной корреляции приведены в табл. 2.6. Сезонная температура воздуха, которая может быть равна или превышена 1 раз в 20 лет .в аномально теплые сезоны, и температура, которая может быть ниже указанной в аномально холодные, представлена на рис. 2.11— 2.12. В теплую зиму 1 раз в 20 лет сезонная температура поднимается на юго-западе моря до положительных значений 0—2°С, на юго-востоке до —8...—10°С и на севере до —14...—15°С (рис. 2.11). В аномально холодную зиму она отрицательна на всем море и изменяется от —3 на юго-западе до —24 °С на севере (рис. 2.12). В связи с тем, что изменчивость сезонной температуры воздуха от года к году в разных районах моря неодинакова, разность между температурами аномально теплого и холодного сезонов равной вероятности также изменяется по акватории моря о г 4 в юго-западной части до 10 °С в северной части. Следует сказать, что приведенные на рис. 2.11— 2.12 картины представляют собой распределение равновероятных температур, возможных 1 раз в 20 лет, но не одновременно на всем море. Как показывает анализ данных, аномально теплые (или холодные) зимы в различных районах приходились на разные годы. Самая высокая температура в южной части моря наблюдалась в зимы 1936/37, 1953/54 и 1974/75 гг., а на севере — 1937/38 и 1954/55 гг.

 

2.3. Суточный ход температуры воздуха

 

Основные отличия суточного хода температуры воздуха над морями и океанами от суточного хода над сушей известны. Но для детального изучения зависимости его от условий погоды в различных районах океанов недостаточно экспериментальных данных. Суточный ход температуры воздуха, обусловленный радиационными факторами — суточным вращением Земли и изменением высоты Солнца при условии постоянно действующих факторов (широты и долготы места, характера подстилающей поверхности), определяется по средним значениям температуры воздуха за каждый час суток. Суточная амплитуда из средних ежечасных значений температуры зимой на побережье и островах Баренцева моря составляет десятые доли градуса (табл. 2.7). Наибольшая периодическая суточная амплитуда наблюдается в летние месяцы, а на востоке побережья еще и в апреле. С апреля по сентябрь суточная амплитуда температуры на южном побережье составляет 1,5—3,5 °С.

Наиболее высокая температура на западе побережья приходится на 13—14 ч независимо от времени года, на востоке побережья зимой она отмечается также в 13—14 ч, а летом — чаще в 14—16 ч. Следует отметить, что суточный ход температуры на побережье испытывает не только влияние моря, но и сложное воздействие континента. Зимой в период полярной ночи периодическая амплитуда суточного хода может составлять по средним ежечасным данным 0,1—0,2 °С. По-видимому, она обусловлена другими причинами (возможно полусуточными колебаниями давления, вызывающими адиабатическое охлаждение и нагревание атмосферы). На основании последних наблюдений на экспедиционных судах и судах погоды амплитуда суточного хода температуры воздуха у поверхности на всей акватории океана не превышает 1,5—2,0°С [156].

По наблюдениям судов погоды в Северной Атлантике наименьшие значения суточной амплитуды отмечаются зимой, наибольшие летом, при этом с изменением амплитуды происходит трансформация всего суточного хода. Максимум летом наступает позже, чем зимой. Утренний минимум и послеполуденный максимум температуры имеют радиационное происхождение. Однако есть ряд особенностей суточного хода температуры над океаном, которые не находят пока объяснения [156].

Внутрисуточная изменчивость температуры может быть охарактеризована также значениями разности между истинной максимальной и минимальной температурами за сутки. Полученная таким способом средняя разность всегда больше амплитуды среднего суточного хода. Различие между ними обусловлено непериодическими изменениями температуры воздуха, связанными с синоптическими процессами — прохождением циклонов, антициклонов, сменой воздушных масс, т. е. средние значения разности максимальной и минимальной температур представляют собой сложную амплитуду, определяемую в значительной мере, а во время полярной ночи—полностью, изменчивостью условий погоды. В отличие от периодической амплитуды суточного хода температуры воздуха, непериодическая амплитуда “достигает максимума зимой, во время наиболее интенсивной циклонической деятельности и связанных с ней резких изменений погоды.

Годовой ход средней суточной амплитуды (средней разности между максимальной и минимальной температурой за сутки) представлен на рис. 2.13 по районам открытого моря и ближайшим к ним береговым станциям. В юго-западной части моря в зоне теплого течения (точка 18) и на побережье Скандинавии и Кольского полуострова суточная разность температур имеет сглаженный годовой ход. Особенно мало изменяется она зимой (с ноября по апрель). Наибольшие средние суточные амплитуды отмечаются летом, но разность между наибольшими и наименьшими значениями составляет всего около 1 °С. Точно так же мало меняется в течение года средняя суточная амплитуда температуры воздуха над центральной частью моря (точка 15). Наибольшие значения амплитуды здесь приходятся на зимние месяцы (февраль—март). Второй максимум над морем приходится на июнь—сентябрь, а на побережье — на июль.

На востоке южной половины моря (точка 27) и к северу от 76° с. ш. (точки 2 и 12) годовой ход суточной амплитуды температуры приобретает более четко выраженный характер с наибольшими значениями зимой (февраль—март). Вторичный' летний максимум здесь становится малозаметным и на крайнем севере он почти вовсе исчезает, вследствие этого годовой ход средней суточной амплитуды приобретает простой, почти синусоидальный характер. Распределение средней суточной амплитуды температуры на акватории моря в центральные месяцы сезонов дано на рис. 2.14.

В январе средние суточные изменения температуры воздуха составляют 3,5—4,0°С на юго-западе моря над незамерзающей ее частью и возрастают до 7—8°С на севере и юго-востоке. Значительное увеличение амплитуды происходит в районе холодного. Надеждинско-Медвежинского течения, отчего южнее о. Медвежий наблюдается сгущение их изолиний. К весне пространственные различия в распределении средних суточных амплитуд температуры уменьшаются в основном за счет уменьшения их на севере и юго-востоке до 4—5°С. На юго-западе суточные изменения температуры остаются на уровне зимних значений.

В июле картина пространственного распределения суточных амплитуд почти противоположна зимней — наблюдается возрастание их с севера на юг. На большей части моря средняя разность между максимальной и минимальной температурами равна 3—5°С и лишь на юге моря вдоль побережья европейской части Союза она возрастает до 6—7°С, как вследствие периодических изменений температуры в течение суток, так и за счет частой смены прогретого над континентом и морского воздуха, приносимого преобладающими в это время ветрами северных румбов.

Осенью (октябрь) над большей частью моря, еще свободной ото льда, средняя суточная амплитуда температуры сохраняется на уровне 3,0—3,5 °С. На севере моря, где в это время происходит образование ледяного покрова, средняя амплитуда возрастает до 4—6 °С.

Приведенные значения изменений температуры воздуха характеризуют лишь средний уровень статистических распределений ежедневных суточных амплитуд. Несомненный интерес представляют оценки изменчивости и вероятностей определенных значений амплитуд на море в разное время года. Суточные амплитуды температуры воздуха, являясь существенно положительными величинами, ограниченными слева нулем, отличаются положительной асимметрией распределения. Увеличение или уменьшение средних значений суточных амплитуд происходит в значительной степени вследствие повышения или понижения повторяемости больших величин, т. е. с изменением правой части кривой распределения, и в меньшей степени — под влиянием нулевой границы слева. Оно же приводит к соответственному увеличению или уменьшению среднего квадратического отклонения. Поэтому между двумя первыми статистическими характеристиками (A, σ_A) существует тесная корреляционная связь, линейное уравнение которой в теплое время года одинаково для всей акватории моря и имеет вид

 

В холодное время года в южной части моря изменчивость возрастает с увеличением средней амплитуды медленнее, чем в северо-западной:

Теснота связей (2.2—2.4) оценивается коэффициентами корреляции, соответственно равными 0,92; 0,89; 0,86. Годовой ход изменчивости (σ_A) поэтому аналогичен ходу средней амплитуды, рассмотренному выше (табл. 2.8). Пространственная картина изменений среднего квадратического отклонения амплитуд температуры воздуха в центральные месяцы сезонов на акватории моря (рис. 2.15) получена для теплого времени года с применением уравнения (2.2), а для холодного была использована довольно тесная криволинейная связь между σ_A и средней месячной температурой воздуха (рис. 2.16), что позволило избежать неопределенности в выявлении границы применимости двух приведенных уравнений (2.3) и (2.4) для холодного времени года. Средняя квадратическая погрешность расчета σ_A по этой связи равна 0,4 °С.

Кривым распределения суточных амплитуд температуры воздуха, кроме положительной асимметрии, свойственна большая островершинность (Еs). Годовой ход асимметрии As и эксцесса Еs сходен, причем зимой наблюдаются несколько меньшие их значения, чем в другие сезоны. Над свободной ото льда юго-западной частью моря в холодное время года формируется наименее асимметричное распределение с коэффициентами 48=0,5... 0,9. Вследствие частых циклонических вторжений и отепляющего влияния моря, большие суточные амплитуды (более 15 °С) здесь редки или практически невозможны, и кривая распределения менее вытянута в область больших значений амплитуды, чем в других районах моря.

В теплое время года коэффициент асимметрии здесь резко возрастает (A_s>1,0) за счет увеличения повторяемости больших суточных амплитуд. Значительные внутрисуточные изменения температуры в это время года, на фоне летнего муссона с преобладанием северных потоков в южной части моря, происходят исключительно при адвекции тепла, т. е. при резком возрастании температуры и установлении ясной погоды в антициклонических системах. При последующем восстановлении муссонного типа погоды с пасмурным небом значительных суточных изменений температуры воздуха не наблюдается. В июне—июле рост асимметрии происходит с одновременным увеличением дисперсии н среднего значения амплитуды.

Особенно значительное увеличение асимметрии распределения происходит в районах к северу и востоку от указанного в переходное время года (май—июнь, сентябрь—октябрь), но без заметного увеличения средней амплитуды и дисперсии. При этом весной большие суточные амплитуды, превышающие 10 ⁰С, возможны как при положительных, так и при отрицательных изменениях температуры, но преобладают при теплой адвекции, а осенью, наоборот, преимущественно при затоках холода или при резкой смене тепла на холод и холода  на тепло в течении нескольких суток. Однако при процессах ледотаяния верной, а также при интенсивном притоке тепла в атмосферу через поверхность моря осенью, в период наибольшей энтальпии вод, суточные изменения температуры воздуха обычно невелики. По этой причине распределения амплитуд в эти сезоны характеризуются особенно большой островершинностью.

Попытки подбора теоретических законов к статистическим распределениям суточных амплитуд температуры показывают, что зимой в большинстве случаев возможно использование логарифмически нормального распределения, а на юго-западе — разложения Грама—Шарлье, но последнее применимо не для всех месяцев. К распределениям амплитуд теплого времени года труднее подобрать какой-либо закон, однако в юго-западной части моря критерии согласия допускают применение в ряде случаев логнормального закона. В районе Медвежинского течения допускается применение разложения Грама—Шарлье типа А.

Сравнение параметров распределения амплитуд температуры воздуха за периоды 1936—1960 и 1961—1980 гг. в Ходоварихе показывает, что в последнее 20-летие произошло увеличение как уровня распределения, так и изменчивости суточных амплитуд. Среднее значение амплитуды в отдельные месяцы возросло на 0,6—0,8°С, а среднее квадратическое отклонение — на 0,2—0,9°С, причем самые значительные изменения отмечены в октябре. Увеличилась повторяемость амплитуд, превышающих 10 °С зимой и 7°С в остальные сезоны. Наибольшие амплитуды составили 35 °С зимой и 20 °С летом и превысили соответствующие значения за первое 25-летие. Вследствие этого, кривые распределения амплитуд за последний период (1961—1980) оказались сдвинутыми вправо по отношению
к кривым за предшествующий период, коэффициенты асимметрии также возросли. Подобная тенденция выявлена и в распределениях других температурных характеристик (междусуточных разностей, экстремумов температуры), о чем будет сказано в соответствующих разделах.

Более подробная картина многолетнего хода вариаций суточных амплитуд σ_A и средних значений А в зимнее время (январь—март) дана на рис. 2.17. Уменьшение суточной изменчивости температуры зимой было отмечено в 40-е, в середине 50-х и в 70-е годы, причем они всегда совпадали с периодами относительных потеплений. Интенсивное увеличение как средней амплитуды, так и изменчивости суточных амплитуд температуры воздуха, наоборот, устойчиво связано с периодами похолоданий. И тем не менее характер их многолетних изменений в разных частях моря неодинаков. Периоды с повышенными (или пониженными) внутрисуточными изменениями температуры в восточной части моря наступают несколько раньше, чем в западной или даже находятся в оппозиции (например, в 70-е годы). На северо-западе многолетний ход характеристик суточных изменений температуры воздуха зимой выражен резче, чем в других районах. В летний период, наоборот, на широте около 75° и севернее межгодовые изменения суточных амплитуд малы и заметно возрастают к югу.

Рассмотренные характеристики суточных изменений температуры получены вне зависимости от состояния неба. Однако известно, что влияние облачности и влажности воздуха на суточный ход температуры по сравнению с другими факторами является наиболее значительным и непостоянным, так как зависит в большой степени от циркуляции атмосферы и термического состояния поверхности моря. В отличие от ясной погоды, суточные амплитуды температуры воздуха при пасмурной погоде обычно меньше, что связано как с уменьшением притока тепла, так и меньшим охлаждением воздуха ночью. При ясной погоде зимой амплитуда в основном обусловливается ночным излучением По данным береговых станций, зимой в ясные дни суточная амплитуда температуры на 10—30 % больше, чем в пасмурные, в апреле и сентябре — на 50—60%, а с мая по август — в 2,0—2,5 раза (табл. 2.9).

Суточная амплитуда температуры при ясном небе в теплую часть года больше, чем в холодную, а соотношение их при пасмурном небе обратное. Большие суточные амплитуды зимой при пасмурной погоде объясняются исключительно интенсивной циркуляцией атмосферы, быстрой сменой адвекции воздуха с различными термодинамическими свойствами.

В отдельные дни суточные амплитуды могут быть значительными (табл. 2.10). В западной части побережья (ст. Цып-Наволок) 1 раз в год в любом из зимних месяцев суточная амплитуда температуры воздуха может достигать 10—12 °С, а летом И—13 °С. В мае максимальные амплитуды здесь больше, чем в октябре. В открытых районах юго-западной части моря максимальные амплитуды с периодом повторения 1 раз в год меньше на 2—4°С, чем на побережье Кольского полуострова. К востоку и северу максимальное значение суточных амплитуд возрастает, и особенно зимой. Изменяется также (на обратное) соотношение их в мае и октябре.

Суточные амплитуды малой вероятности на акватории моря оценены_с помощью эмпирических зависимостей между А и Аq (где q — период повторения), полученных по данным на побережье и островах. Теснота связей характеризуется коэффициентом корреляции от 0,88 до 0,99. Уравнения связей для периодов повторения 1 год, 5 и 20 лет соответственно имеют вид:

 

 

 Средняя ошибка расчета Ад возрастает от 1 °С при q= 1 до 2°С при q=50 лет. Рассчитанные данные, полученные для акватории моря, могут быть проверены по материалам многосуточных экспедиционных наблюдений в определенных точках моря. Однако они имеются лишь за летние месяцы 1973—1977 гг. для южной части моря (табл. 2.11). Средняя амплитуда за несколько серий многосуточных наблюдений общей продолжительностью 58 сут составила 2,4 °С. Наибольшие суточные амплитуды превысили 8 °С, наименьшие— равнялись 0,4—0,6°С. Расчетные значения средней амплитуды температуры воздуха в июле на 70° с. ш. составляют 4,0—4,5 °С, а возможные 1 раз в год — 9—10 °С. Учитывая, что амплитуды по судовым наблюдениям определялись не по экстремальным, а по срочным значениям температуры и за непродолжительное время, нельзя ожидать лучшего соответствия этих данных.

 

2.4. Междусуточные изменения температуры воздуха

 Междусуточные изменения температуры воздуха являются важной климатической характеристикой, отражающей устойчивость погодных процессов, так как варьирование температуры служит косвенным показателем интенсивности циркуляции атмосферы. Междусуточная изменчивость температуры на Баренцевом море мало изучена. В работе Е. П. Зверевой [138] она характеризуется кратковременными наблюдениями (1949—1956) всего лишь двух станций (Мурманск и Бухта Тихая), поэтому картина междусуточных изменений температуры воздуха на акватории моря получилась весьма предположительной.

Более полное исследование междусуточной изменчивости температуры воздуха на территории СССР было выполнено Е. С. Рубинштейн [309] по наблюдениям 130 станций длительностью от 30 до 70 лет. При этом междусуточная изменчивость определялась по средней суточной температуре. Рассмотрены также различия, получаемые при расчете по срочным, экстремальным и среднесуточным значениям температуры. Район Баренцева моря характеризуется Е. С. Рубинштейн по наблюдениям только советских береговых и островных станций. Построенные ею карты для января

 сти распределения междусуточной изменчивости температуры над южной частью Баренцева моря.
В настоящей работе для расчета междусуточных изменений температуры воздуха над Баренцевым морем использованы наблюдения 11 отечественных и зарубежных береговых и островных станций за время их работы в пределах периода 1936—1980 гг., а также значения температуры воздуха в шести точках акватории моря, снятые с синоптических карт в срок 03 ч за период с 1974 по 1980 г. Расчеты междусуточной изменчивости выполнены одним из двух способов: как разность средних суточных температур двух смежных дней или как разность температур в два последовательных момента времени с интервалом в 24 ч. По отечественным станциям расчеты выполнены первым способом, по зарубежным и по акватории моря имеющаяся информация позволяет рассчитывать междусуточные разности только вторым способом. Возможные при этом различия в характеристиках междусуточной изменчивости, причины возникновения их и способы приведения к данным по средней суточной температуре изложены в работе [138].
В отличие от других исследователей, мы раст сматриваем не только средние абсолютные разности температур за смежные сутки ΔT, но и средние квадратические

 

 

Во-первых, это удобно для сравнения их с изменчивостью температуры различного осреднения (срок, сутки, месяц, сезон, год), во-вторых, они позволяют судить также о рассеянии междусуточных разностей, так как практически совпадают с их средними квадратическими отклонениями σ _ΔT от средних значений ΔT, поскольку последние мало отличаются от нуля, т. е.

По районам открытого моря точность расчета междусуточной изменчивости температуры воздуха ниже, чем по наблюдениям береговых станций, так как данные с карт снимались с округлением до целого градуса. Короткий период (1974—1980), за который выполнен расчет, существенно не по- влиях на его точность, так как междусуточная изменчивость температуры за этот 5-летний период над Баренцевым морем, по данным береговых станций, отличается от изменчивости за весь период наблюдений лишь на 0,1—0,4°С.

В силу того, что для удаленной от побережья центральной части моря при отсутствии судовых наблюдений междусуточная изменчивость температуры воздуха рассчитывается с большой погрешностью, сделана попытка найти косвенные методы расчета. Получена достаточно тесная корреляционная связь между средней месячной температурой воздуха и междусуточной изменчивостью. В области отрицательных значений средней месячной температуры эта связь обратная и почти линейная, в области положительных значений — прямая. Теснота связи оценивается коэффициентом 0,85. Для зимнего и переходного сезонов года эта связь имеет вид 

для лета

 

где T_м — средняя месячная температура.
Средняя квадратическая погрешность расчета по уравнению (2.10) равна 0,6 °С. Вследствие малой изменчивости междусуточной разности температур в теплое время года, средняя квадратическая погрешность расчета по уравнению (2.11) несколько меньше, чем зимой, и равна 0,4 °С. Абсолютная разность значений междусуточной изменчивости температуры в открытых районах моря по данным, снятым с синоптических карт, и рассчитанным по уравнению (2.10), для января, колеблется в пределах 0,0—0,8 °С, что свидетельствует об удовлетворительном соответствии результатов расчета этими двумя  методами.

На большей части моря годовой ход междусуточной изменчивости температуры имеет два максимума и два минимума (рис. 2.18). Основной максимум междусуточной изменчивости температуры, как и внутрисуточных ее изменений, приходится на период наиболее интенсивной циркуляции атмосферы зимой* и формируется также под воздействием радиационного режима полярной ночи. Вторичный летний максимум связан с чередованием господствующих холодных арктических масс воздуха и теплого континентального в районе вариации географического положения арктического фронта. Поэтому на станциях южного побережья и в прибрежной зоне моря он более четко выражен, чем, например, на 75—76° с. ш., куда теплый воздух выносится с континента реже и в значительной степени трансформированным в приземном слое. На северной окраине моря, находящейся преимущественно в однородной арктической воздушной массе, летний максимум изменчивости температуры отсутствует.

Минимум междусуточной изменчивости температуры весной связан как с сезонным уменьшением интенсивности циркуляции атмосферы, так и с таянием льдов в море и снега на побережье и островах, которое происходит с большой затратой тепла, ограничивающей вариацию температуры воздуха. Тающий лед стабилизирует температурный режим у его поверхности благодаря тому, что црепятствует не только быстрому повышению температуры воздуха при теплых адвекциях, но и резкому понижению ее при притоке холодного воздух ха, выделяя тепло кристаллизации при повторном замерзании.

В соответствии с временем интенсивного таяния льдов минимум междусуточной изменчивости температуры на море отмечается неодновременно: в мае — у южных берегов, в июне — в более высоких широтах. У северных границ моря, на о-вах Земли Франца-Иосифа, о. Виктория и других период интенсивного ледотаяния смещается на лето. Это обусловливает здесь простой годовой ход междусуточной изменчивости температуры (как и суточной амплитуды) с одним максимумом зимой и минимумам в июле. В этой широтной зоне от августа к сентябрю уже начинается рост междусуточных разностей приземной температуры воздуха, особенно заметный после завершения процесса замерзания поверхности моря.

В остальных районах наблюдается второй (осенний) минимум в сентябре. Основной причиной малой изменчивости температуры воздуха осенью является интенсивная теплоотдача с поверхности моря, энтальпия вод которого достигает в это время своего максимального значения в году. Примерно половина -потерь тепла с открытой водной поверхности в атмосферу при этом компенсируется усиленным тепловым потоком из глубинных слоев, а половина — теплотой кристаллизации [116]. Потоки океанического тепла и тепло, выделяемое при кристаллизации, могут за сутки нагреть нижний слой воздуха, даже над тонким слоем льда, на 3—4°С. Несмотря на большую передачу тепла от поверхности моря к атмосфере, дисперсия температуры воды в Баренцевом море в сентябре также достигает наименьших значений в годовом ходе. Обусловлено это в основном тем, что в это время происходит увеличение адвекции тепла в системе Нордкапского течения, которая достигает маскимума в октябре—ноябре.
Интенсивный теплообмен моря с атмосферой осенью происходит на фоне значительного уменьшения поступления солнечной радиации и общего падения температуры воздуха. Циркуляция атмосферы в сентябре только начинает активизироваться и не может еще привести к ощутимому росту междусуточной изменчивости температуры воздуха. В последующие месяцы заметное увеличение ее происходит прежде всего на побережье и в районах моря, покрытых льдами, по причине затруднения теплообмена с атмосферой через ледяной .покров.

Картина горизонтального распределения среднего квадратического отклонения междусуточных изменений температуры на море в январе (рис. 2.19) во многом похожа на картину распределения суточных амплитуд и средней месячной температуры воздуха в холодное время года. Рубинштейн считала, что доминирующим фактором, определяющим междусуточную изменчивость температуры на территории СССР зимой, является западно-восточный перенос и что наибольшая изменчивость приурочена к границам циркуляционных районов [309]. Кроме того, изменчивость температуры связана с радиационным режимом местности, особенностями подстилающей поверхности и характеристиками турбулентности атмосферы. Влияние этих факторов в условиях Баренцева моря, с его характерным гидрологическим режимом, проявляется в особой деформации изолиний изменчивости температуры по сравнению с почти меридиональным направлением их на европейской части СССР.

Область относительно небольших междусуточных вариаций температуры располагается над свободной ото льда поверхностью моря в юго-западной его части. Среднее квадратическое отклонение этих изменений составляет здесь около 1,5—2°С. Этот район находится в области усиленной циклонической деятельности, и воздушные массы (умеренных широт и арктические) часто сменяют друг друга. В середине зимы в этом районе среднее число атмосферных фронтов за месяц превышает 32. Это неизбежно должно бы привести к увеличению изменчивости температуры воздуха, однако трансформация воздушных мясе над относительно теплой водной поверхностью, которая совершается быстро, особенно в нижней тропосфере из-за частой термодинамической неустойчивости ее и активного турбулентного теплообмена, препятствует этому.
К северу, югу и востоку от этого района междусуточная изменчивость температуры возрастает прежде всего в связи с изменением вида подстилающей поверхности и локального теплового влияния ее на термическое состояние приземного слоя атмосферы. Наибольшие горизонтальные градиенты междусуточных изменений температуры на акватории моря в январе имеют место у границ ледяного покрова и вблизи береговой черты. Особенно значительны они в районе о. Медвежий, характеризующемся сложной циркуляцией вод. Над системами теплых Западно-Шпицбергенского, Нордкапского и холодного Надеждинско-Медве- жинского течений формируются различные режимы междусуточной изменчивости. Происходит это не только за счет различного влияния термически (и физически) неодинаковой подстилающей поверхности, но и вследствие определенной локализации синоптических процессов над холодными и теплыми течениями, так как термические поля над этими течениями оказывают существенное влияние на перемещение и эволюцию барических образований.

Над теплыми водами Нордкапского течения, южнее о. Медвежий, междусуточная разность температуры воздуха в январе более чем в 80 % случаев не выходит за пределы ±2 °С. К северо-востоку от острова, над холодным Надеждинско-Мед- вежинским течением, междусуточные изменения в указанных пределах отмечаются лишь у 35—40 % случаев, и чаще наблюдается более резкая смена температуры воздуха. Среднее квадратическое значение междусуточной разности при переходе от зоны теплого к зоне холодного течений увеличивается вдвое, от 2 до 4 °С.

На севере и востоке, над ледяной поверхностью моря, междусуточная изменчивость увеличивается до 5—6°С. Зимой в полярную ночь при преобладании длинноволнового излучения над льдами (как и над сушей) любое, даже непродолжительное, прояснение неба приводит к быстрому выхолаживанию и резкому понижению температуры. Создаются условия для формирования арктической воздушной массы с возникновением тонкого слоя выхоложенного воздуха вблизи подстилающей поверхности с инверсионной стратификацией атмосферы. Однако при разрушении этого инверсионного слоя из-за усиления ветра, образования облачности или адвекции воздушных масс в перемещающихся сюда циклонах температура обычно резко повышается. Это приводит к большой междусуточной изменчивости температуры воздуха в указа,иных районах.

Весной на Баренцевом море отмечается уменьшение изменчивости температуры воздуха, особенно в той его части, которая зимой покрыта льдом. У северных границ моря междусуточная изменчивость не превышает 3°С, и происходят эти изменения на фоне отрицательных значений температуры. В зоне таяния льдов изменчивость уменьшается до 1—2°С, поскольку тепловой поток, направленный из прилегающих слоев воздуха к тающей снежно-ледяной поверхности моря, обратен по знаку общему сезонному повышению температуры. Над незамерзающей юго-западной частью моря изменчивость температуры остается почти такой же, что и в январе (около 1,5—2°С). По этим причинам пространственные различия в междусуточной изменчивости температуры в мае сильно сглаживаются.

Летом (июль) в условиях радиационного режима полярного дня, когда интенсивность атмосферной циркуляции ослабевает, а море почти полностью очищается от ледяного покрова, междусуточная изменчивость температуры воздуха на всей акватории моря составляет 1—2°С. Лишь у южного побережья она несколько выше, вследствие смены воздушных масс в системе летнего муссона, временами прерывающегося. На крайнем севере моря, где таяние льдов в июле продолжается, температура воздуха чрезвычайно устойчива, ее междусуточная изменчивость меньше 1 °С. Аналогичное пространственное распределение сохраняется вплоть до октября.

В октябре в северной части моря начинается интенсивное ледообразование, кромка льдов перемешается к югу, и междусуточная изменчивость температуры воздуха здесь сразу возрастает до 3—4°С. Южнее 77-й параллели, над безледной поверхностью моря, она остается на уровне летних значений. Таким образом, амплитуда годового хода междусуточной изменчивости достигает на севере моря 4—5°С, на юго-западе не превышает 1 —1,5°С.

Как и другие характеристики температурного режима, междусуточная изменчивость в определенные годы имеет тенденцию к уменьшению и увеличению. Исследованием [309] установлено, что на севере европейской части СССР (Кола, Архангельск) в 30—40-е годы отмечалась явная направленность к падению междусуточной изменчивости в зимний период. В конце 40-х годов наметился некоторый рост ее. Это подтверждается так же данными норвежских островных станций в северо-западной части моря. За последующие 30 лет падение междусуточной изменчивости температуры воздуха наблюдалось здесь дважды и также совпадало с периодами относительных потеплений: в 50-е годы и в середине 70-х годов. Наибольшая междусуточная изменчивость отмечена в холодные 60-е годы. Размах межгодовых колебаний ее за этот период составил 6—7 °С.

Сравнивая междусуточную изменчивость температуры воздуха на ряде станций побережья и островов за два периода (табл. 2.12), отметим, что температура 20-летия 1961 —1980 гг. характеризовалась несколько большей «нес покой ностью» почти во все сезоны года, чем в предшествующий период, о чем свидетельствуют более высокие значения междусуточной изменчивости. Различия между статистическими распределениями междусуточных разностей температуры за периоды до и после 1960 г. на некоторых станциях по значениям критерия Пирсона х2 не являются случайными (в январе на о. Медвежий и на ст. Ходовар/иха). Разности средних квадратических отклонений междусуточных изменений температуры за соответствующие периоды на указанных станциях более чем в 3 раза превышают случайную ошибку. Однако каждое из этих распределений несущественно отличается от распределения за весь рассматриваемый период наблюдений и не выходит за пределы его доверительного интервала 95%-ной доверительной вероятности.

Отметим кратко основные закономерности статистических распределений междусуточной разности температур, которые также претерпевают сезонные изменения. Зимой кривые статистического распределения междусуточных разностей температуры имеют слабо выраженную положительную асимметрию (менее 0,50) и наименьший в году эксцесс (табл. 2.13; рис. 2.20). Наибольшая положительная асимметричность распределения обусловлена тем, что при циклонических вторжениях теплого воздуха зимой возможны интенсивные и резкие повышения температуры (иногда до 20 °С и более за сутки), которые значительнее и наблюдаются несколько чаще, чем понижения. По этой причине ветви кривых распределения междусуточных разностей больше вытянуты в область положительных значений.
Весной распределения почти симметричны, но более крутовершинны, чем зимой. Среднее значение междусуточных изменений температуры в мае находится в области положительных значений 0,2—0,3°С. Несмотря на то, что в это время имеет место значительный подъем уровня температуры воздуха на море, больших положительных междусуточных изменений ее не отмечается, хотя и сохраняется небольшая положительная асимметрия. В юго-восточной части моря около 40 % междусуточных разностей находится в пределах ±1°С и 70—75 % — в пределах ±2 °С. Коэффициент эксцесса больше 2.

В северной части моря, где интенсивное таяние льдов происходит позднее, статистическое распределение междусуточных разностей в мае менее крутовершинное, чем в июле, когда коэффициент эксцесса превышает 3. На о-вах Земли Франца- Иосифа и Виктории около 90 % междусуточных изменений температуры в июле попадает в интервал от —2 до +2 °С.

В октябре центр распределений междусуточных разностей смещается в область небольших отрицательных значений, асимметрия преимущественно слабая О некоторых закономерностях временной статистической структуры междусуточных изменений температуры можно судить по данным табл. 2.14. В течение всего года на море преобладают кратковременные повышения и понижения температуры: в 40—50 % случаев знак междусуточных изменений сохраняется только в течение 1 сут, в 25—35%—в течение 2 сут. При этом зимой повторяемость односуточных положительных изменений температуры больше, чем отрицательных, и наоборот, длительное сохранение знака изменений до 4—5 сут относительно чаще наблюдается при падении температуры, а не при ее росте. Причиной этого являются циркуляционные особенности зимнего периода: тепло приносят активные циклоны, часто сменяющие друг друга. При устойчивой антициклонической погоде, хотя и редкой, происходит постепенное выхолаживание воздуха в течение нескольких дней. Средняя продолжительность роста температуры зимой меньше, чем падения (табл. 2.15).

В мае и в июле кратковременное сохранение знака междусуточных изменений в течение 1—2 сут более вероятно при похолоданиях, что обусловлено в основном влиянием радиационного фактора, уже не способствующего выхолаживанию воздуха после его вторжения, как это бывает зимой. При длительном сохранении знака изменений, в течение 3—4 сут в мае и 4—5 сут в июле, несколько чаще наблюдается рост температуры и происходит он при устойчивой малооблачной антициклонической погоде, вследствие постепенного радиационного прогрева воздуха в условиях длинного дня. Поэтому средняя продолжительность сохранения положительного знака изменения температуры в мае и в июле больше, чем отрицательного.

Осенью (октябрь) характер междусуточных изменений близок к зимнему. Чаще происходят кратковременные повышения и более длительные периоды падения температуры. Средняя продолжительность ее роста 1,7—1,8 сут, а падения — 1,9—2,3 сут.

Представляет интерес не только продолжительность, но и абсолютное значение падения или роста температуры (табл. 2.16). Зимой на островах и береговых станциях положительные междусуточные разности в среднем больше по абсолютному значению, чем отрицательные. В другие сезоны они близки между собой. При сохранении знака междусуточных изменений в течение 2 сут наиболее значительные потепления в среднем совершаются во вторые сутки, а похолодания — в первые.

Однако есть некоторые сезонные различия. Так, в январе значительные повышения почти равновероятны как в первые, так и во вторые сутки. В мае и в июле понижения температуры резче проявляются в течение первых суток. Если же рост или падение температуры происходит в течение 3 сут, то наибольшие изменения обоего знака приходятся преимущественно на вторые сутки во все сезоны, кроме лета. В июне наибольший прогрев происходит в конце периода, то есть в течение третьих суток.

Распределение частоты периодов различной продолжительности с сохранением знака междусуточных разностей раскрывает структуру изменений температуры во времени и в пространстве. Теоретически при случайном чередовании положительных и отрицательных значений, вероятность сохранения знака междусуточной разности в течение 1 сут равна 50 %, 2 сут — 25 %, 3 сут — 12,5 % и т. д., т. е. для n сут

 

 

 

 

Общее число междусуточных разностей определенного знака равно N/2. Как показывают данные табл. 2.14, повторяемость положительных и отрицательных ΔT не следует строго распределениям случайных величин.

 

2.5. Статистические распределения средней суточной температуры воздуха

 

2.5.1. Параметры статистических распределений и подбор теоретических законов. При изучении формирования температурного режима района необходимо знание кривых распределения температуры и установление законов, которым они подчиняются. По форме кривой распределения можно судить об особенностях протекания физических «процессов и о степени однородности физического режима как в пространстве, так и во времени. Из теории вероятностей известно, что процесс может быть описан гауссовой случайной функцией, если он протекает под действием большого числа независимых и случайных факторов, каждый из которых достаточно мало влияет на течение процесса. Если же существуют какие-то значительные по мощности факторы, то функция отличается от гауссовой. В этом случае появляется возможность дать физическую интерпретацию кривых распределения, а также получить характеристики временной изменчивости изучаемого процесса.

При установлении законов распределения температуры воздуха и при выявлении факторов, под действием которых формируется температурный режим района, важно иметь правдоподобные эмпирические кривые распределения. Известно, что они отличаются большим рассеянием, особенно в зимний период. Искажение формы эмпирической кривой распределения часто происходит из-за недостаточного объема выборки, так как кривая строится не по вероятностям, а по частотам. При небольшой длине рядов наблюдений многолетние кривые распределения температур сохраняют резкие изломы и неплавный характер, которые могут исказить истинные закономерности. Об относительной устойчивости и надежности кривых распределения температуры можно говорить лишь при периодах в 25—30 лет [249].
В настоящей работе анализу подвергались распределения средней суточной температуры за зимние и летние месяцы по наблюдениям на островах и побережье моря за периоды длительностью от 20 до 45 лет в пределах 1936—1983 гг. По открытым районам моря использованы также данные о температуре воздуха за период 5—8 лет, снятые с ежедневных синаптических карт. При этом предварительно выполнено сравнение кривых распределения и их параметров за соответствующий период на море и на ближайшей береговой станции с целью выявления репрезентативности использованного короткого периода по отношению к основному и оценки возможных погрешностей стандартных параметров распределения и в расчетах низкой температуры малой вероятности. Во всех случаях средняя температура за 5—8-летний период оказалась ниже, а дисперсии температуры больше, чем за основной период. В оценках коэффициентов асимметрии и эксцесса существенных систематических отклонений не обнаружилось. Понятно, что распределение температуры для отдельных месяцев по этим данным получить невозможно, но кривые распределения за зимний сезон достаточно надежные, так как объем информации в этом случае возрастает пропорционально числу месяцев в сезоне.

О возможных многолетних изменениях погодичных кривых распределения температуры за зимний период в определенной степени можно судить по значениям параметров распределения — средней и среднего квадратического отклонения, погрешности определения которых по сезонным совокупностям относительно невелики и составляют 0,2—0,4°С. В западной части моря (о. Медвежий) более чем за 30-летний период изменчивость средней суточной температуры, характеризуемая средним квадратическим отклонением, колебалась в отдельные зимы (ноябрь—апрель) в пределах 3,6—7,9°С при среднем многолетнем значении его 5,2 °С. На северо-западе моря (о. Надежды) при более низких средних значениях уровня распределения изменчивость температуры зимой больше, чем на о. Медвежий. Среднее квадратическое отклонение температуры за многолетний период здесь равно 7,8 °С, но межгодовые изменения его, наоборот, несколько меньше (в пределах 5,4—9,2 °С).

Статистическое распределение температуры воздуха в северо-западной части моря почти симметричное, характеризуется отрицательным эксцессом (около—1,1), что указывает на существование по меньшей мере двух типов устойчивых погодных процессов, под влиянием которых формируется режим температуры воздуха в указанное время года. Кривая распределения представляет собой комбинацию двух простых распределений, несколько отличающихся от нормального, при этом моды двух распределений легко различимы, а дисперсии не равны (рис. 2.21).

При сохранении общего для всех месяцев двухмодального характера кривых распределения температур, вклад двух типов погодных процессов в их формирование не остается постоянным в течение сезона. В начале зимы (ноябрь, декабрь) мода в области слабых отрицательных температур (от 0 до —5°С), соответствующая циклоническому типу погоды с выносами относительно тёплых воздушных масс с Атлантики, вдвое выше моды в области более низких температур—15... —18 °С, связанной с выносом и формированием морских арктических масс воздуха. К середине зимы (январь) обе моды выравниваются. Такой же вид сохраняют кривые распределения в марте и в апреле, при этом кривая в апреле смещается чуть вправо по оси температур, а мода, соответствующая циклоническому типу погоды, становится несколько меньше. Однако в феврале, вследствие относительно частых образований теплых зимних «ядер» при выносах тепла из Атлантики, кривая распределения температур сильно деформируется, и мода в области слабых отрицательных температур вновь возрастает.

Северная часть Баренцева моря зимой находится под господствующим влиянием арктических масс воздуха, характеризующихся модальным значением температуры в интервале около —22 °С и ниже. Но и в эти районы (севернее 77° с. ш.), хотя и реже, чем в южные, выносятся в циклонических системах теплые атлантические массы воздуха с температурами от 0 до —10 °С, которые образуют слабую и умеренную правостороннюю (положительную) асимметрию в распределении средней суточной температуры (рис. 2.22, табл. 2.17). В отдельные месяцы зимы, когда эти выносы наиболее часты или продолжительны (теплые ядра в этом районе моря в марте наблюдаются также часто, как и в феврале), на кривых распределения появляется невысокая мода с повторяемостью менее 10 % в интервале температур от —5 до —10 °С, что характеризуется отрицательным коэффициентом эксцесса от —0,4 до —0,8. Распределение температуры воздуха в этом районе моря за зиму и отдельные месяцы сезона, кроме февраля, выравнивается законом Грама—Шарлье с доверительной вероятностью 0,6—1,0 при 5 %-ном уровне значимости.

В центральной части моря севернее кромки льдов распределение температуры воздуха слабо асимметричное с коэффициентом эксцесса меньше 0,6 и несколько лучше аппроксимируется разложением Грама—Шарлье, чем законом Гаусса. Имеется довольно четко выраженная зона над морем, расположенная вдоль среднего многолетнего положения границы ледяного покрова в конце зимы, в которой эмпирическое распределение температуры воздуха отличается значительной асимметрией |As|>0,5 и плохо выравнивается теоретическими законами. От района о. Медвежий она простирается на восток-северо-восток, а затем круто поворачивает к п-ову Канин Нос (рис. 2.22).

Меридиональная ветвь указанной зоны повышенной асимметричности делит южную часть Баренцева моря на две области. В западной, над свободной ото льда поверхностью моря, зимой формируется распределение температуры почти нейтральное в отношении эксцесса (Еs = 0,1... 0,2) с умеренной отрицательной асимметрией (Аs  =—0,4...—0,5). Кривые распределения температуры воздуха здесь в некоторые зимние месяцы, особенно в январе—феврале, мало отличаются от кривой гауссовой случайной функции. На рис. 2.23

 

 

 

 

Кривые 3, 4 за зиму в целом, представленные На вероятностной бумаге, почти линеаризуются. Погрешность отклонения от нормального распределения [35] составляет соответственно 2,6 и 1,7%. Однако несмотря на то, что асимметрия и эксцесс имеют сравнительно небольшие значения, аппроксимация статистических распределений температуры законом Гаусса приводит хотя и к небольшой, но систематической ошибке, так как значения Аs и Es являются существенно значимыми величинами [230].

В восточной части моря, покрытой льдами, имеет место слабая и умеренная отрицательная асимметрия и плосковершинность распределения. Наибольшая асимметрия характерна для начала зимы. Коэффициент эксцесса в центральные зимние месяцы достигает наибольших абсолютных значений и равен —0,8... —1,0, а в целом за сезон Es = —0,6... —0,7. В середине зимы здесь образуется четко выраженная двухмодальность при слабой асимметричности, Аs = 0,1... —0,2. Одна из мод в области температуры около —20 °С обязана своим происхождением воздействию отрога сибирского антициклона на юго-восточные районы моря, другая в области —10...—12 °С — циклоническому ткну погоды. В апреле здесь также наблюдается двухмодальность, но формируется вторая мода при температуре близкой к нулю и обусловлена переходом радиационного баланса поверхности моря к положительным значениям при сохранении снежного и ледяного покрова.

Таким образом, над большей частью Баренцева моря статистическое распределение температуры воздуха зимой имеет отрицательную асимметрию и отрицательный коэффициент эксцесса. Небольшие положительные значения коэффициента эксцесса характерны распределениям температур в юго-западной части моря (южнее 75° с. ш. и западнее 45° в. д.). В связи с этим выбор теоретического закона распределения вероятностей даже в пределах одного сезона не решается однозначно для всех районов моря.

Для характеристики изменчивости средней суточной температуры воздуха, кроме указанных материалов, использованы также судовые наблюдения в 5-градусных условных квадратах, так как среднее квадратическое отклонение срочных температур, по оценкам работы [228], лишь на несколько десятых долей градусов больше, чем средних суточных.

Зимой параметр изменчивости средней суточной температуры воздуха о достигает максимальных значений в годовом ходе. Например, в январе он изменяется по акватории моря от 4 °С над свободной ото льда юго-западной частью моря до 8°С у юго-восточных берегов и до 9 °С у северной границы моря (рис. 2.24). В переходные сезоны среднее квадратическое отклонение отчасти носит следы зимнего распределения, от зоны наименьших вариаций температуры над незамерзающей частью моря оно возрастает к северу и юго-востоку.

В летние месяцы (июль, август) в условиях длинного полярного дня, когда циркуляция атмосферы ослаблена, а поверхность почти всего моря свободна ото льда, статистические распределения температуры воздуха в разных районах моря различаются в меньшей степени, чем зимой. На большей части моря распределение температуры достаточно хорошо аппроксимируется нормальным законом или Грама—Шар лье. Однако некоторые особенности распределения следует отметить. На севере моря в это время происходит интенсивное таяние льдов, что обусловливает малую изменчивость температуры воздуха и островершинность кривых распределения. При этом коэффициент эксцесса достигает 2—3 и более. Здесь над холодным Восточно-Шпицбергенским течением (о. Виктория) в июле, в период максимума температуры в годовом ходе (среднее месячное значение ее равно 0°С), распределение симметричное, а в августе, вследствие отдельных выносов холодного воздуха с температурой —5... —7 °С на фоне начинающегося общего понижения ее, на кривой распределения образуется «шлейф» в сторону отрицательных температур.

 В южной части моря в летние месяцы преобладает температура воздуха в интервале 5—10 °С. Но временами сюда выносится прогретый над континентом теплый воздух с температурой 15—20 °С и выше. Под влиянием таких процессов кривая распределения температуры приобретает положительную асимметрию. Иногда в интервале температур около 20 °С образуется даже невысокая вторичная мода (станции Канин Нос, Ходовариха). Относительно редкие выносы теплого континентального воздуха происходят и в более высокие широты, причем на западе моря (о. Медвежий, о. Надежды) это происходит в июле, а в восточной части (станции Малые Кармакулы, Мыс Же- ления)—в августе. Коэффициент асимметрии в эти месяцы положителен и равен 0,4—0,6.

Пространственное распределение параметра изменчивости температуры в июле — обратное зимнему. Наиболее изменчива средняя суточная температура воздуха около юго-восточных берегов моря (сх=4. ..5°С) и очень мало варьирует она над северной частью Восточно-Шпицбергенского течения (σ ∼ 1°С). Линии равной изменчивости располагаются над морем почти широтно.

Таким образом, большая часть акватории Баренцева моря относится к области с переменными типами распределения в течение года, к которой отнесено побережье европейской части СССР в работе [369].

2.5.2. Низкие средние суточные температуры редкой повторяемости. Современная практика расчетов температуры воздуха редкой повторяемости основана на том, что ее многолетние колебания подчинены некоторому закону распределения вероятностей. Параметры аппроксимирующей функции при этом выражаются через стандартные параметры (статистики), которые по многолетним наблкэдениям определяются достаточно надежно. Выбранный теоретический закон, однако, не учитывает всего разнообразия условий формирования температуры в приводном слое атмосферы, что выражается в отклонениях эмпирических данных.

Рассмотрим погрешности расчета низких средних суточных температур редкой реализации в разных районах моря в зависимости от выбранного закона распределения. В табл. 2.18 они приведены для случаев использования закона Гаусса и разложения Грама—Шарлье типа А к распределениям температур за зимний период в целом и в феврале. В северных и восточных районах моря наименьшие температуры воздуха, рассчитанные по закону Гаусса, занижаются (отрицательный знак). При этом погрешность расчетов по абсолютному значению возрастает от 1 до 8°С с увеличением периода повторения как для сезона в целом, так и для отдельных месяцев (станции Остров Надежды, Мыс Желания, Ходовариха). В районах варьирования зимнего положения границы ледяного покрова рассчитанная температура, наоборот, завышена на 2—5°С (станции Остров Медвежий, Канин Нос; точка Б). В юго-западной части моря при расчетах по закону нормального распределения допускается наименьшая погрешность — завышение температуры на 1—2°С (ст. Цып-Наволок, точка А).

При использовании для аппроксимации кривых распределения температуры разложения Грама— Шарлье типа А погрешность расчета температуры малой вероятности уменьшается по сравнению с погрешностью по закону Гаусса для северных и восточных районов моря до 1—3°С. В районе варьирования кромки льдов, т. е. в зоне наибольшей асимметрии распределения, положительная погрешность расчета не превышает 1—2°С (точка Б). Рассчитанная низкая температура воздуха над чистой водой в юго-западной части моря определяется с такой же погрешностью, что и при расчетах по нормальному закону, но с отрицательным знаком, т. е. занижена приблизительно на 1—2 °С.

С целью проверки правильности выбора теоретического распределения при расчетах наименьших средних суточных температур малой вероятности на акватории моря использована корреляционная связь последних со средней температурой за зимний период, полученная по береговым станциям (рис. 2.25). Теснота связи для разных периодов повторения оценивается корреляционным отношением 0,92—0,94, а средняя квадратическая погрешность расчета не превышает 1,3—1,5°С. В случае если расхождения в результатах расчета были значительными и выходили за пределы этой погрешности, теоретический закон распределения для данного района моря отвергался. В частности, над Восточно-Шпицбергенским течением севернее о. Надежды, где кривые распределения температуры плохо аппроксимируются теоретическими функциями, использована упомянутая корреляционная связь. Рассчитанная наименьшая средняя суточная температура воздуха редкой реализации представлена на рис. 2.26.

 

2.6. Продолжительность низкой температуры

 

Степень неблагоприятного воздействия низкой температуры на объекты определяется не только ее значением, но и продолжительностью. В настоящее время при исследованиях температурного режима применяют различные методы расчета продолжительности низкой температуры. Выбор метода расчета зависит от наличия исходного материала наблюдений [147, 158, 177, 188, 202]. Для морских акваторий при отсутствии стационарных наблюдений могут быть использованы лишь методы косвенного расчета.

Представление о продолжительности низкой температуры дает число дней за месяц и год со средней суточной и минимальной температурой ниже определенного предела. Однако оно не может быть получено над морем непосредственным подсчетом и рассчитано по средней температуре за сезон (или средней минимальной). Теснота криволинейной связи при этом для разных пределов температуры оценивается корреляционным отношением 0,85—0,97. Средняя квадратическая погрешность расчета числа дней не превышает 10—20 %. На рис. 2.27 (а, б, в) приведено среднее (Многолетнее число дней со средней суточной и минимальной температурой ≤—20, —30, рассчитанное указанным методом.

В юго-западной части моря температура ≤ —20 °С не отмечается в течение всей зимы. В южной половине моря, на пространстве от 44—45° в. д. до юго-восточных берегов, число дней со средней суточной температурой —20 °С и ниже .за сезон возрастает от 1 до 55, а в северной половине от 1 до 100. Число дней с минимальной температурой на 30—35 % больше, чем со средней суточной. При этом указанные характеристики находятся в тесной корреляционной зависимости между собой, выражающейся уравнением

 

где n_с — число дней за сезон со средней суточной температурой; n_мин — число дней с минимальной температурой.

По статистическим распределениям годового числа дней с низкой температурой на береговых и островных станциях определены значения, вероятность превышения которых достаточно мала. Выявленная зависимость их от среднего уровня распределения п позволяет рассчитать число дней, возможное 1 раз в 20 лет (обеспеченность 5%) по уравнению

 

На рис. 2.27 эти данные представлены цифрами около точек. Сезонный ход числа дней с низкой температурой соответствует изменениям средней месячной температуры воздуха, поэтому нет необходимости особо останавливаться на этом. Тесная связь между количеством дней с температурой ниже —20, —30 °С и средней месячной температурой позволяет при необходимости получить с погрешностью 1—2 сут среднее число дней за месяц с соответствующей температурой, пользуясь графиком на рис. 2.28.

Более точной характеристикой продолжительности низкой температуры является суммарная продолжительность периодов с температурой ниже заданного предела, которая теcно связана с числом дней со средней суточной температурой ниже того же предела. Но эта зависимость неодинакова в разных климатических районах. В морских климатах с преимущественно непериодическими изменениями и отсутствием суточного хода температуры воздуха зимой коэффициенты уравнения связи несколько больше, чем в континентальных районах, например, Сибири и Дальнего Востока [147]. По данным береговых станций уравнение в целом для моря имеет вид

 

 

где τ— суммарная продолжительность, ч; n_с — число дней со средней суточной температурой воздуха ниже определенного предела.
Однако следует отметить, что в восточных районах моря коэффициент уравнения регрессии несколько меньше приведенного, а в юго-западном— возрастает до 27,0. Это увеличение коэффициента объясняется тем, что при вторжениях холодного воздуха зимой на открытую водную поверхность часто происходит лишь кратковременное понижение температуры с быстрым последующим прогреванием его в приводном слое. Средняя суточная температура воздуха при этом не опускается ниже определенного предела. За счет таких случаев суммарная продолжительность увеличивается без изменения числа дней. Над ледяной поверхностью кратковременные понижения наблюдаются реже, так как после вторжения холодного воздуха происходит дальнейшее понижение температуры, вследствие его выхолаживания надо льдом, что отражается и на суммарной продолжительности периодов, и на числе дней.

Наибольший практический интерес представляют не кратковременные понижения температуры, хотя и значительные, а продолжительность периодов, в течение которых средняя суточная температура держится ниже определенного (опасного) предела. Суммарная продолжительность таких периодов равна числу дней за сезон, а непрерывная продолжительность может быть рассчитана по эмпирической зависимости, приведенной на рис. 2.29 по многолетним данным. Теснота этой связи оценена по погодичным значениям. Корреляционное отношение равно 0,86, что естественно, меньше, чем можно ожидать по многолетним средним. Погрешность расчета средней многолетней непрерывной продолжительности средней суточной температуры —20 и — 30 °С и по этой зависимости составляет всего 0,3 сут.

На той части южной половины моря, где возможна средняя суточная температура воздуха —20 °С и ниже, она имеет среднюю непрерывную продолжительность от 1 до 4 сут, а у северной границы моря 6—7 сут. В практике подбора аппроксимирующей функции к распределениям продолжительности периодов с разными метеорологическими явлениями часто применяют уравнение Гудрича [238, 187, 367] или Пуассона [177]. Данные для побережья Баренцева моря в табл. 2.19 лучше подчиняются распределению Гудрича, что позволяет рассчитать максимальную продолжительность низкой средней суточной температуры редкой повторяемости. Для акватории моря, где средняя продолжительность низкой средней суточной температуры превышает 1 сут, использована тесная корреляционная связь (рис. 2.30) между продолжительностью редкой повторяемости т_q и средним значением т. Рассчитанная таким методом продолжительность, возможная 1 раз в 20 лет над Морем, дана на рис. 2.27 (г) цифрами, а по береговым станциям — в табл. 2.20.

При средней продолжительности температуры ≤ —20 °С, равной 3—4 сут, в Печорском море 1 раз в 5 лет возможна длительность 12—18 сут, а 1 раз в 20 лет — от 17 до 27 сут. На севере моря непрерывная продолжительность указанной вероятности увеличивается вдвое.

В нашей работе [66] по некоторым пунктам южного побережья дана непрерывная продолжительность температуры ниже определенного предела в часах, полученная но записям термографа. При этом способе определения продолжительности учитываются все случаи понижения температуры, в том числе и кратковременные, не приводящие к понижению средней суточной температуры ниже заданного предела. Поэтому имеют место различия между данными в настоящей работе и в работе [66]. Частично различия обусловлены также использованием наблюдений за разные 20-летия. Так, в юго-восточной части моря (Ходовариха) за период 1952—1965 гг. в среднем отмечено девять случаев за год с непрерывной продолжительностью температуры ≤ —20 °С более 1 сут. За последующее 20-летие (1964—1984) повторяемость периодов с указанной длительностью несколько снизилась: наблюдалось семь случаев. Среднее число .понижений температуры воздуха до —30 °С и ниже продолжительностью более 1 сут составило-за эти периоды соответственно 0,6 и 1,0. На западе побережья (о. Харлов) температура —20 °С и ниже с такой же непрерывной продолжительностью отмечена одинаково часто в предыдущий и последующий периоды наблюдений.

 

2.7. Статистическая структура экстремальной температуры

 

2.7.1. Суточные максимумы и минимумы температуры. И средняя, и экстремальная температура являются характеристиками одного и того же термического процесса, поэтому обладают многими общими свойствами, но имеют также некоторые индивидуальные особенности. Рассматривая закономерности формирования эмпирических распределений экстремальной температуры, в первую очередь выявим сходства и отличия их с распределениями средней суточной температуры. Поскольку суточные экстремумы температуры над акваторией моря не регистрируются, статистическая структура их рассмотрена только по наблюдениям на островах и побережье.

В северо-западном районе моря, над Восточно Шпицбергенским течением (о. Надежды), суточные минимумы, как и средние суточные температуры воздуха, в течение всей зимы имеют плосковершинную кривую распределения с коэффициентом эксцесса в пределах —0,95...—1,20 (табл. 2.21). Асимметрия кривых небольшая, но претерпевает внутрисезонные изменения. Наибольшая левосторонняя асимметрия характерна для начала зимы (в ноябре As=—0,4). Затем она уменьшается, и с января по апрель кривые распределения приобретают положительную асимметрию, достигающую в марте As=0,3. Таким образом, по сравнению с кривыми распределения средней суточной температуры, они менее асимметричны в начале зимы и имеют большую положительную асимметрию в середине и в конце сезона. Февральские теплые «ядра», особенно характерные для этого района, меньше деформируют распределение минимальной температуры, чем средней суточной и максимальной. Поэтому их плосковершинные распределения не имеют четко выраженных мод. Температура в широком диапазоне от 0 до —28 °С почти равновероятна. 

Кривые распределения максимальной температуры во все зимние месяцы бимодальны, коэффициенты эксцесса возрастают от —0,4 в ноябре до —1,3 в марте. Мода, формирующаяся в атлантической массе воздуха, выше и всегда расположена при температуре около 0°С, а дисперсия температуры меньше, чем в арктической. Мода в арктическом воздухе в течение всего сезона сохраняется около температуры —18 °С, кроме ноября, когда она несколько смещена вправо, в область температуры около —14 °С.

В районе варьирования многолетнего положения границы ледяного покрова зимой (о. Медвежий), в отличие от средней суточной температуры, значительная асимметричность в распределении суточных минимумов отмечается лишь в начале зимы (в декабре As=—0,95), а с января по апрель уменьшается до умеренной (As=—0,3. ..—0,5). Коэффициент эксцесса отрицательный и колеблется с декабря по апрель в пределах —0,5... —0,9, что свидетельствует о большей плосковершинности распределений минимальной температуры, чем средней суточной. Особенно значительной асимметрией отличается распределение максимальной температуры воздуха в этом районе во все месяцы зимнего сезона (As=—0,85...—1,16), при этом коэффициенты эксцесса положительные и довольно значительны в начале зимы и в период частой повторяемости теплоядерных зим (в феврале As= =0,8... 1,5).

В юго-восточной части Баренцева моря влияние адвекции разнородных по термическим характеристикам воздушных масс на кривую распределения минимальной температуры, в отличие от средней суточной, проявляется лишь в начале зимы (ноябрь, декабрь). В результате этого образуются слабо асимметричные двухмодальные кривые распределения с отрицательным эксцессом. В середине зимы кривая деформируется в область положительной температуры, хотя и слабо (As=0,1...—0,3). Такое не отмечается в распределениях максимальной и средней суточной температуры. На апрельской кривой распределения суточных минимумов двух- модальность образуется по той же причине, что и на кривой средней суточной температуры. Таким образом, плосковершинность распределения минимумов в этом районе характерна для всех месяцев зимы.

Статистическое распределение максимальной температуры сложнее, чем минимальной и средней суточной, особенно в середине зимы. Островершинное распределение со значительной отрицательной асимметрией (—1,0) характерно лишь для ноября. В декабре уже формируется двухмодальная кривая, сохраняющая эту особенность до конца зимнего сезона. В некоторые месяцы (январь—февраль) на дифференциальной кривой распределения выявляются три моды, не исчезающие при группировке данных с интервалом 2 и 4°С, и которые, по-видимому, обязаны своим формированием комбинированному влиянию воздушных масс разного происхождения и, отчасти, облачности.

На юго-западе моря распределение температуры характеризуется меньшей асимметрией по сравнению со средней суточной и особенно максимальной температурой. Коэффициенты эксцесса отрицательны, небольшие по абсолютному значению и лишь в середине зимы достигают —0,6. Распределения максимальной температуры в начале и в конце зимнего сезона островершинны, так как вследствие быстрой трансформации разных воздушных масс над незамерзающей поверхностью моря в начале зимы, максимумы различаются не столь значительно, как в середине ее, когда температура воды понижается. Некоторая островершинность кривой в апреле обусловлена уменьшением облачности на фоне роста радиационного баланса поверхности моря. В середине же сезона отмечается слабый отрицательный эксцесс.

Из выполненного анализа следует, что эмпирические распределения минимальной температуры в зимний период аппроксимируются разложением Грама—Шарлье типа А или гауссовой случайной функцией лучше, чем средние суточные. К распределениям максимальной температуры не удается подобрать теоретических законов, за исключением некоторых месяцев.
В переходные сезоны кривые распределения экстремальной температуры более однообразны на всей акватории моря (характерными в южной части моря являются май и октябрь, в северной — июнь и сентябрь). Им свойственна значительная отрицательная асимметрия при положительном эксцессе (Es=1,0).

В летнее время распределение минимальной температуры близко к нормальному почти на всем море, кроме прибрежных районов, где, вследствие выноса прогретого над континентом воздуха, имеет место значительная деформация кривой в сторону положительной температуры (As=0,8... 1,0). Еще более четко она проявляется в распределениях максимальных температур, характеризующихся к тому же островершинностью. Распределение суточных максимумов температуры воздуха на большей части моря неплохо аппроксимируется разложением Грама—Шарлье типа А, что дает возможность рассчитывать летнюю максимальную температуру малой вероятности.

Для того чтобы рассмотреть вопрос о временной устойчивости статистических распределений экстремальной температуры воздуха и стандартных параметров, выполнено их сравнение за период 1936— 1960 и 1961—1980 гг. За последнее 20-летие зимой среднее значение минимальной температуры воздуха на море несколько снизилось по сравнению с предыдущим периодом. Особенно заметное понижение уровня минимальной температуры наблюдалось в восточных районах моря (на 2—3°С). Кривая распределения последнего 20-летия сдвинута в сторону более низкой температуры. В районе Ходоварихи мода сместилась со значения —17,5 на —22,5°С, в то время как другие параметры распределения существенно не изменились (табл. 2.22).
В юго-западном районе моря смещение кривой распределения влево не столь значительное, разность между средними величинами минимальной температуры воздуха за соответствующие периоды не выходит за пределы стандартной погрешности. Однако отмечается заметное увеличение повторяемости минимальной температуры во всех градациях ниже —5°С. Аналогичный сдвиг в сторону низкой температуры имеет место зимой и в распределении максимальной температуры воздуха.

Летом, преимущественно в июле, в юго-восточном районе в последнее 20-летие произошло увеличение уровня и изменчивости максимальной температуры воздуха, что объясняется заметным возрастанием повторяемости максимальной температуры выше 20°С. На юго-западе моря при незначительных различиях в параметрах распределения максимумов разных 20-летий повторяемость температуры выше 20 °С также несколько увеличилась в последний период. В северной половине такого увеличения уровня суточных максимумов не наблюдается, а наоборот, в августе максимальная температура воздуха в среднем понизилась (на ст. Мыс Желания на 0,7°С).

Таким образом, за период 1961 —1980 гг. на концах распределений заметна тенденция роста повторяемости низкой минимальной температуры зимой и максимальной температуры воздуха выше 20 °С летом, свидетельствующие о том, что чаще стали наблюдаться выбросы тепла летом и выбросы холода зимой. В связи с этим представляет интерес многолетний ход изменчивости экстремальной температуры.
В разные годы изменчивость суточных экстремумов не остается одинаковой и претерпевает циклические изменения в соответствии с колебаниями циркуляции атмосферы. В северо-западном районе повышенная вариабельность экстремальных температур наблюдалась на рубеже 50-х и 60-х годов, затем произошло значительное ее уменьшение. Как показали исследования Н. Д. Виноградова [56], именно в это время произошли количественные и качественные изменения в циркуляции атмосферы. Текущая циркуляционная эпоха с аномально высокой повторяемостью форм Е и С циркуляции, начавшаяся в 1949 г. делится на два периода. До 1961 г. преобладала первая разновидность формы Е циркуляции — развитый высотный гребень над Европой и западными районами Арктики и первая стадия развития формы С — формирование антициклонического ядра над Скандинавией и к северу от нее. При таких процессах междуширотный обмен на полушарии наиболее активен.

После 1961 г. возросло число элементарных синоптических процессов второго варианта. Междуширотный обмен при этом ослаблен и даже над Северной Атлантикой и западной частью Арктики усилены зональные составляющие переноса. Во втором варианте формы Е наблюдается стационирование антициклонов в умеренной зоне европейской части СССР или надвигание на эти районы отрога сибирского антициклона. Для второй стадии развития формы С циркуляции характерно смещение антициклонов на юг и стационирование их в умеренной зоне Европы. При этом погодные процессы в определенном районе различаются в зависимости от разновидности форм циркуляции. При процессах первого варианта повышенная изменчивость экстремальной температуры отмечена на северо-западе моря, при процессах второго варианта — на юговостоке, который находится при этом под воздействием антициклона на европейской части СССР или сибирского антициклона. Поэтому на протяжении текущей циркуляционной эпохи в ходе изменчивости экстремумов в юго-восточной части Баренцева моря имеет место четко выраженная оппозиция северо-западному району.

В этой же работе [56] отмечается, что до 1962 г. существовала тенденция к повышению аномалий температуры воды на Кольском разрезе. С увеличением же повторяемости второй разновидности процессов Е и С после 1961 г. становится менее интенсивным не только воздухообмен, но и водообмен между высокими и низкими широтами полушария. Поэтому, рост повторяемости зональных составляющих в Северной Атлантике в этот период приводит к падению температуры воды на Кольском меридиане.

Сопоставление многолетнего хода изменчивости экстремальной температуры зимой с индексами Л. А. Вительса по району Баренцева моря свидетельствует о том, что увеличение изменчивости экстремальной температуры на юго-востоке совпадает с ростом числа дней с антициклонами на море, а на северо-западе — с повышением повторяемости циклонических образований. К сожалению, указанные индексы таковы, что не позволяют судить о пространственной локализации барических образований по отношению к различным районам моря.

Характер многолетнего хода изменчивости минимальной и максимальной температуры зимой сходен. Однако в южной части моря максимальная температура в многолетнем плане более стабильна, чем минимальная. Севернее 75° с. ш., наоборот, изменчивость минимальной температуры от года к году колеблется меньше, чем максимальной, хотя сами значения средних квадратических отклонений сохраняются высокими. В летние месяцы изменчивость минимальной температуры воздуха испытывает незначительные межгодовые колебания, но они имеют тенденцию возрастать с севера на юг. Размах колебаний в изменчивости суточных максимумов температуры больше, чем у минимумов и также возрастает у южного побережья моря.

Параметр изменчивости экстремальной температуры σ_{τ макс}, σ_{τ мин} имеет такой же годовой ход, как и средней суточной температуры или междусуточная изменчивость — с максимумом зимой и с наименьшими значениями в теплое время года (табл. 2.23). Вторичный рост его в июле, хорошо проявляющийся в южной части моря и на побережье, обязан активности атлантико-европейской ветви арктического фронта, который в среднем располагается в это время на континенте Европы вдоль его береговой черты [397]. В зоне действия этого фронта наблюдаются наибольшие горизонтальные контрасты температуры между соприкасающимися воздушными массами. Указанный район моря часто оказывается по ту или другую сторону фронта, то в арктическом воздухе, то в воздухе умеренных широт. Кроме того, арктическая воздушная масса, как и воздух умеренных широт, не является однородной, имеет свои модификации, возникающие под влиянием радиационных и термических особенностей района формирования.

Соотношение между изменчивостью суточных максимумов и минимумов температуры различно в течение года и в разных районах моря. На севере зимой (с декабря по март) суточные минимумы температуры воздуха более устойчивы, чем максимумы. Такое явление характерно вообще для Арктики в связи с тем, что минимумы формируются непосредственно в этих районах при стабильных условиях, т. е. в господствующей арктической воздушной массе при ее выхолаживании. Максимальная температура тесно связана с адвекцией тепла, которая разрушает обычную инверсию, и поэтому изменчивость максимальной температуры несколько больше, чем минимальной В начале и в конце зимы, а также весной и осенью соотношение между изменчивостью экстремальных температур обратное
 σ_{τ макс}, > σ_{τ мин}

Южнее 77° с. ш. соотношение между средними квадратическими отклонениями максимальной и минимальной температуры в течение холодного времени года сохраняется постоянным. Здесь суточные максимумы стабильнее минимальной температуры, вследствие более частых выносов теплого атлантического воздуха. Такая закономерность сохраняется на всей акватории моря южнее указанной границы, кроме юго-восточной части в феврале, когда, как и на севере, минимальная температура становится стабильнее максимальной, вследствие влияния отрога сибирского антициклона в период его наибольшего развития и воздействия на эту часть моря.

В теплый период, преимущественно с июня по сентябрь, на всем море устойчивой является минимальная температура, формирующаяся в господствующей арктической воздушной массе над относительно холодной поверхностью моря, главным образом в низких малоподвижных антициклонах и в малоградиентных полях давления. Изменчивость максимальной температуры, зависящая в значительной степени от междуширотного обмена воздуха с более южными районами, заметно больше, чем изменчивость минимальной температуры. Немаловажную роль в меньшей стабильности суточных максимумов играет также облачность. На уменьшение или увеличение количества облачности максимальная температура реагирует быстрее, чем минимальная.

Продолжительность периода, когда σ_{τ макс}, > σ_{τ мин} укорачивается по мере продвижения от южных районов к северным. В прибрежных районах южной части моря такое соотношение сохраняется с мая по сентябрь, на 75° с. ш. с июня по сентябрь, а у берегов Земли Франца-Иосифа оно наблюдается только в июле.

Рассмотренные в табл. 2.23 значения средних квадратических отклонений суточной экстремальной температуры характеризуют полную их изменчивость, определяемую как вариациями температуры в течение месяца, так и за многолетний период. Отношение многолетней изменчивости (σ_{τ макс},  σ_{τ мин}  )  к полной (σ_макс, > σ_мин) приблизительно равно 0,50—0,65. Годовой ход многолетней изменчивости экстремальной температуры в разных районах моря (рис. 2.31) имеет те же закономерности, что и годовой ход рассмотренной выше полной изменчивости. Амплитуда годовых колебаний многолетней изменчивости экстремальных температур возрастает с запада на восток и с юга на север, при этом амплитуда колебаний изменчивости минимальной температуры несколько больше, чем максимальной.

Исследование пространственной корреляции экстремальных температур показывает, что наиболее тесная связь имеет место в зимний период. Изокорреляты с центром на о. Медвежий вытянуты с юго-запада на северо-восток. К юго-востоку связи быстро затухают. Так, теснота связи между суточной экстремальной температурой на о. Медвежий и на побережье Кольского полуострова зимой оценивается коэффициентом г=0,30... 0,35. Экстремумы западной и восточной части прибрежной зоны моря связаны также недостаточно тесно (г=0,35... 0,50), хотя весь этот район находится в южной части сезонной барической ложбины, т. е. в зоне активной циклонической деятельности.

Летом пространственная корреляция слабее, так как степень сопряженности термических полей заметно убывает по сравнению с зимой [9]. Связь вдоль меридиана в западной части моря такая же, как и широтная в южной его половине. Экстремумы в северо-западном районе практически не связаны с экстремумами на юго-востоке. В переходные сезоны пространственная связь оказалась теснее, чем летом, но только вследствие того, что не был исключен годовой ход.

Таким образом, имеются очень ограниченные возможности экстраполяции данных береговых станций на море. Статистические распределения суточной экстремальной температуры воздуха на акватории моря, а также их значения редкой повторяемости могут быть получены с большей достоверностью по подобранным теоретическим законам распределения вероятностей, чем методом экстраполяции.

2.7.2. Экстремальная температура воздуха малой вероятности. При наличии исходных данных значения экстремальной температуры редкой реализации рассчитываются по полным распределениям суточных максимумов и минимумов, что весьма трудоемко даже при машинной обработке данных. Результаты подбора теоретических законов к этим распределениям, рассмотренные выше, позволяют получить экстремумы редкой повторяемости с применением в ряде случаев закона Гаусса или Грама—Шарлье. Аппроксимация полных распределений суточных максимумов и минимумов по методу Гумбеля дала в большинстве случаев наихудший результат. Ошибки расчета по этому методу составляют 7—10 °С, а иногда 12—14 °С.

Считается, что выравнивание кривых в области крайних значений должно выполняться отдельно, так как последние подчиняются своим законам. По-видимому, это справедливо также по отношению к полным распределениям суточных экстремумов. Для этого целесообразно провести отсечение интересуемого участка распределения суточных максимумов или минимумов от основного с целью дополнительного их изучения. Экстремальные температуры разных периодов повторения, полученные по полным распределениям и по распределениям крайних членов выборки, могут различаться до ±2°С. Статистические методы, разработанные специально для редких явлений, успешно используются при оценке экстремальных температур по распределениям крайних членов выборки [319, 370]. Обнаружено также, что температурные экстремумы во многих районах земного шара неплохо подчиняются нормальному закону [34].

Распределения крайних членов выборки — годовых абсолютных максимумов и абсолютных минимумов температуры получены за период 1936— 1980 гг., но не менее чем за 20 лет по большому числу пунктов, вследствие меньшей трудоемкости их обработки, и испытаны на соответствие теоретическим распределениям Гумбеля, Гаусса и Грама— Шарлье. Подбор двух последних законов выполнен моделированием выборки случайной величины (по таблице случайных чисел) того же объема, что и исходная фактическая выборка с распределением, тождественным проверяемой гипотезе. Моделирование выполнялось по Q-критерию, применяемому для случаев малого объема выборки [199]. Для каждой смоделированной выборки вычислялось значение Q-критерия, которое сопоставлялось с значением Qo, полученным по исследуемой выборке. Доверительная вероятность того, что Q≤Qo, равна отношению частоты попадания значения Q в критическую область к числу реализаций, т. е. к числу моделируемых выборок случайной величины.

Оказалось, что во многих районах моря годовые экстремумы с высокой доверительной вероятностью (табл. 2.24) подчиняются нормальному закону или разложению Грама—Шарлье, хотя в последнем случае при расчетах теоретических численностей неизбежны ошибки, обусловленные значительными случайными погрешностями в оценках третьего и четвертого моментов по эмпирическому ряду крайних членов выборки. Сравнение экстремальной температуры редкой повторяемости из теоретических распределений Гаусса и Грама— Шарлье и из непосредственных наблюдений свидетельствует об их расхождениях чаще всего в пределах 1,0—1,5°С (табл. 2.25). Однако в районе холодного Восточно-Шпицбергенского течения (о. Надежды, о. Медвежий) наименьшая погрешность в определении максимальной температуры редкой повторяемости достигается при расчетах по методу Гумбеля, в особенности для периода повторения один раз в 50 лет. Применение этого метода к распределениям годовых абсолютных минимумов температуры, наоборот, приводит к заметно большим погрешностям, по сравнению с двумя другими методами, почти на всем море, кроме южного побережья (Цып-Наволок, Ходовариха).

Использование гумбелевского или нормального законов распределения для открытых районов моря более предпочтительно, вследствие необходимости определения лишь двух параметров: среднего значения и среднего квадратического отклонения годовых абсолютных минимумов (абсолютных максимумов) температуры. Из-за отсутствия соответствующих наблюдений на море первый из них
(Габс.мин, Табс. макс) ПОЛучеН С ПОМОЩЬЮ ЭМПИрИЧеских зависимостей (рис. 2.32), установленных по наблюдениям на островах и побережье. Теснота связей оценивается коэффициентом 0,93 для минимальной и 0,90 — для максимальной температуры. Второй параметр (рис. 2.33) определен по натурным данным береговых и островных станций с учетом исследований других авторов [50, 370].
Кроме того, был применен также метод косвенного расчета экстремальной температуры редкой повторяемости ТЯэкс по связи со средней сезонной температурой воздуха. Довольно тесная степенная зависимость для годовых экстремумов различной обеспеченности имеет вид

 

где коэффициент а для максимумов принимает значения от 10 до 13, а коэффициент b уменьшается от 0,45 до 0,38 с увеличением периода повторения, Для минимумов а= 12,1... 15,2; 6 = 0,435... 0,380.

Результаты расчетов косвенным методом хорошо согласуются с полученными при применении теоретических законов распределения Гаусса и Гумбеля и соответствующих районах моря. Поэтому он был использован в основном для определения границ этих районов. На рис. 2.34, 2.35 представлена рассчитанная экстремальная температура воздуха,  которая может быть достигнута или превзойдена не более чем 1 раз в заданное число лет. Сопоставление минимальной температуры с наименьшей средней суточной температурой такой же вероятности показывает, что различия между ними достигают
2—4°С. 

В настоящей главе рассмотрено значительное число характеристик температуры воздуха, раскрывающих особенности формирования температурного режима воздуха в тех или иных районах моря в зависимости от сезонов. При этом особое внимание уделено изучению изменчивости температуры в разных масштабах времени (внутрисуточной, междусуточной, внутримесячной, междусезонной, междугодовой), а также пространственным изменениям ее на акватории моря. Применены методы аппроксимации теоретическими законами статистических распределений ряда температурных характеристик (средней суточной, экстремальной температуры и суточных амплитуд), что позволило получить их значения малой вероятности. Многие характеристики термического режима воздуха на Баренцевом море получены впервые, в том числе рассчитанные по теоретическим функциям и косвенными методами, специально разработанными применительно к исследуемому географическому району.