Облачность является одним из метеорологических элементов, который служит показателем климатических условий и процессов в атмосфере. Поле облачности оказывает существенное влияние на коротковолновую радиацию, поступающую к поверхности моря, и длинноволновую, которую море теряет путем излучения. Нижняя облачность, покрывающая обширные пространства Земли, участвует в трансформации энергии крупномасштабных процессов и является важным неадиабатическим фактором циркуляции атмосферы. Роль облачности в процессах энергообмена как регулятора с обратной связью изложена в работах [156, 242, 253]
Наибольшее значение для определения ее влияния на радиационный и тепловой балансы поверхности океана (моря} имеют балловые оценки количества общих и нижних облаков в сочетании со сведениями об их формах. Поэтому они являются наиболее важным параметром при расчетах возможных изменений климата и входят в математические модели взаимодействия океана и атмосферы.
При исследовании облаков в Арктике имеют место некоторые сложности, связанные с наличием полярной ночи, когда определить количество и форму облачности в высоких широтах труднее, чем в других районах земного шара. Особенно трудноразличать слоистые и высоко-слоистые облака [ 112].
Из всех характеристик облачности в настоящее время наиболее подробно изучено распределение общей облачности по наземным, спутниковым и судовым наблюдениям. Карты-повторяемости различных балловых оценок общего количества облаков для каждого месяца на акватории Мирового океана помещены в атласах [256, 415]. В Главной геофизической обсерватории обобщены данные о повторяемости форм облаков по синоптическому коду [26, 347]. В Атласе СЛО [19] даны карты повторяемости ясного и пасмурного состояния неба для центральных месяцев сезонов и средний балл общей облачности для 12 месяцев. Общим недостатком перечисленных изданий является их мелкомасштабность и неполнота сведений во временном масштабе.
Облачность над свободной ото льда акваторией Баренцева моря в свое время довольно полно была представлена в Комплексном гидрометеорологическом справочнике [181]. В некоторых районах моря облачность исследована во время специальных экспедиций [5, 60, 61, 102, 112, 133, 164]
Дополнительные сведения, касающиеся положения верхней границы облаков, их мощности и горизонтальной протяженности, температурных и микрофизических характеристик (водности и спектра капель, оптической плотности, ядер конденсации) получены с помощью Летающей метеорологической обсерватории (ЛМО). Данные наблюдений с самолетов в Арктическом бассейне в комплексе с материалами наземных и спутниковых наблюдений позволяют в настоящее время решать вопросы о природе, структуре и свойствах слоистых облаков, образующихся в летний период и играющих важную роль в энергетическом балансе бассейна, а также проблемы прогнозирования интенсивности обледенения самолетов, поглощения, рассеяния и отражения ультракоротких радиоволн. Материалы ЛМО являются для этих целей единственными.
Наиболее полное обобщение исследований облаков и туманов в Арктике за 11-летний период работы ЛМО представлено в работе М. И. Гольцмана и В. В. Фролова [80]. Общая характеристика облаков различных форм над Арктическим бассейном дана М. В. Завариной и М. К. Ромашовой [131, 132]. Первые сведения о горизонтальной протяженности облаков в Арктике получили М. В. Заварина и О. Г. Дюжева [130]. Особенно важное прогностическое значение имеют представленные ими данные о протяженности облаков при разных типах атмосферной циркуляции. Сведения о прозрачности облаков в Арктике приведены в работе [102].
В наиболее обобщенном виде характеристики пространственной и микрофизической структуры облаков по исследованиям в четырех районах Советской Арктики, в том числе и над Баренцевым морем, приведены в Авиационно-климатическом атласе—справочнике СССР [5]. Выводы, полученные в нем, свидетельствуют об отсутствии связи между микрофизическим строением облаков и климатическим районом [60].
Опубликованные в последнее время климатические атласы—справочники [3—5, 172] содержат сведения о характеристиках облачности отдельных метеорологических станций побережий и островов. Однако представленные в них параметры недостаточно точны, в связи с ограниченным количеством материалов наблюдений.
Возросшие потребности народнохозяйственных организаций в гидрометеорологической информации в связи с освоением шельфовой зоны северных морей, с одной стороны, и продолжающееся исследование климата полярных областей и его изменений — с другой, выдвинули ряд новых задач, одной из которых является детальное изучение особенностей временной и статистической структуры облачности, соотношения общего и нижнего их количества, многолетних изменений, режимных особенностей опасной для авиации низкой облачности.
7.1. Средний балл общего количества облаков и облаков нижнего яруса
При построении схематических карт распределения среднего балла облачности над морем (рис. 7.1—7.3) использованы судовые наблюдения и учтены закономерности, полученные ранее в работах [19, 181]. В качестве дополнительной информации использованы наблюдения более 30 островных и береговых метеорологических станций (см. приложение 1) в основном за период с 1936 по 1985 г
Возможность использования данных береговых и островных станций для построения карт различных характеристик облачности на море исследована в ряде работ [122, 264]. Для районов Северной Атлантики выполнено сравнение характеристик облачности на судне погоды «М> и островной станции Торсхавн, расположенных в зоне действия Норвежского теплого течения. Оказалось, что разность между средними значениями общей и нижней облачности в этих пунктах не превышает погрешности наблюдений. Годовая и суточная амплитуды и средние квадратические отклонения также мало различаются. Результаты этих работ позволяют сделать вывод, что при построении карт распределения облачности в различных широтах, включая субполярные, можно пользоваться данными островных станций, всесторонне учитывая условия формирования облачности над ними [245, 264].
Известно, что при анализе рядов наблюдений общепринятые в климатологии средние и средние квадратические отклонения служат параметрами при аппроксимации эмпирических распределений теоретическими функциями. Оценки соответствия статистических распределений среднего месячного общего количества облаков нормальному закону, выполненные с помощью критериев согласия Колмогорова и Пирсона [122, 394] для различных районов суши и Мирового океана, включая Северную Атлантику, показали удовлетворительное совпадение эмпирических и теоретических распределений.
Остановимся кратко на точности полученных средних месячных и годовых значений количества облаков. Стандартная погрешность среднего годового значения при длине ряда более 30 лет не превышает 0,1 балла (табл. 7.1). Погрешность расчета среднего месячного количества облачности составляет 0,1—0,3 балла как,для общей, так и для нижней облачности. Указанные погрешности расчета средних не превышают погрешности наблюдений за количеством облаков
Режим облачности над акваторией моря формируется под влиянием циркуляционных процессов, определяющих преобладающее направление переноса воздушных масс и их влагосодержание, а также под воздействием характера подстилающей поверхности. Значительную роль играет также вертикальная термическая стратификация атмосферы. Акватория Баренцева моря является одним из самых пасмурных районов Арктического бассейна в течение всего года.
Зимой наибольшая повторяемость общей и нижней облачности отмечается в центральных и юго-западных районах моря. Среднее количество общей облачности (ом. рис. 7.1) здесь составляет 9, а нижней — 8 баллов (см. рис. 7.2). Зимнее местоположение очага максимальной облачности связано с наличием морских течений в этих районах, различных по термическому режиму, которые обусловливают возникновение или регенерацию циклонов. Активная циклоническая деятельность в этом районе сопровождается образованием и длительным существованием сплошных, довольно протяженных облачных полей с преобладанием слоистых форм фронтального и внутримассового происхождения. Область с 9-балльной нижней облачностью наблюдается во все зимние месяцы в виде отдельных очагов повышенной повторяемости в южной и юго-восточной частях моря. Географическое положение очагов от месяца к месяцу несколько меняется.
Область наименьшего количества облачности зимой наблюдается в северных районах моря (5—6 баллов общая, 3—4 балла нижняя) и связана с преобладанием здесь антициклонической погоды. Влагосодержание воздуха зимой в районах с устойчивым ледяным покровом также мало и не способствует частому образованию облачности. Интегральное влагосодержание нижнего 5-километрового слоя в это время на северной окраине моря в 1,5—2 раза меньше, чем у южного побережья (табл. 6.3).
Сезонные изменения центров действия атмосферы приводят к существенной перестройке поля облачности. На Баренцевом море этот процесс быстротечен и происходит преимущественно в продолжение месяца. После кратковременного уменьшения облачности в южной половине моря в апреле (в среднем на 1 балл) снова происходит ее повсеместное увеличение в последующие месяцы. Это обусловлено смещением кромки льда на север в процессе его таяния, увеличением тепло- и влагосодержания атмосферы и испарения с поверхности моря. В июне почти над всей акваторией моря преобладает 9-балльная общая облачность и только у южного побережья она уменьшается до 8 баллов (см. рис. 7.1). Почти такая же картина распределения общей облачности сохраняется в июле—августе, поскольку летний режим ее всюду формируется в условиях малоинтенсивной циркуляции атмосферы, непрерывного притока тепла от Солнца в течение длинного полярного дня и однородной по характеру подстилающей поверхности. В распределении среднего количества нижней облачности (см. рис. 7.2) пространственные различия больше, чем в общей облачности.
К концу осени (октябрь) заметное уменьшение общей облачности (без изменения нижней) происходит только на крайнем северо-западе моря, где в это время в зоне холодного Восточно-Шпицбергенского‘течения начинаются процессы ледообразования. У южных берегов моря несколько увеличивается количество нижней облачности, но без заметного изменения количества общей облачностию
Междусезонная изменчивость облачности возрастает с увеличением широты. Разность между средним баллом как общей, так и нижней облачности январь—июль составляет на юге моря менее 1 балла, а на севере моря 3—4 балла. В связи с этим наблюдается сезонная смена меридионального градиента облачности, направленного зимой с юга на север, а летом — наоборот, обусловленная высокой изменчивостью ее на севере и более стабильными условиями ее формирования в южных районах моря.
На годовой карте (см. рис. 7.3) область с общей облачностью от 8 до 9 баллов охватывает большую часть моря, находящуюся под воздействием интенсивной циклонической деятельности на арктическом фронте, среднее положение которого на акватории Баренцева моря, по исследованиям К. И. Чуканина [397], колеблется в пределах 72—76° с. ш. Северо-западная и юго-восточная окраины моря характеризуются облачностью менее 7,5 баллов.
Рассмотренная средняя годовая картина распределения количества общей и нижней' облачности на акватории Баренцева моря подтверждает зональный характер, присущий для океанических районов [347], хотя вдоль восточной границы моря наблюдается меридиональное расположение изолиний среднего балла облачности, обусловленное как орографическим воздействием арх. Новая Земля на траектории циклонов, так и влиянием ледяной поверхности.
Пространственное распределение общей и нижней облачности над акваторией моря имеет одни и те же закономерности, так как основной составляющей общей облачности являются облака нижнего яруса. Однако, как свидетельствуют данные табл. 7.2, отношение количества нижней к количеству общей облачности претерпевает значительные пространственные и временные изменения, обусловленные хотя и существенным, но неравным в разных районах моря вкладом облачности нижнего яруса в общее количество облаков. В среднем за год наибольший вклад нижней облачности в общую наблюдается над Надеждинско-Медвежинским мелководьем (90 %) и у побережья Скандинавии (95%), наименьший вклад — у западного побережья арх. Новая Земля и в юго-восточном районе моря (60—70% ). Повышенная повторяемость нижней облачности в западной части моря, особенно в теплое время года, обусловлена благоприятными для облакообразования термодинамическими условиями ПСА. Здесь отмечаются наибольшие отрицательные разности температур вода—воздух [181], устойчивая стратификация температуры воздуха и инверсия влаги в ПСА, повышенное влагосодержание этого слоя. В районе о. Медвежий вклад влагосодержания слоя 0—3 км достигает 85 % осенью и 80 % в остальное время года, в то время как над остальной акваторией он несколько меньше и составляет соответственно 79 и 73%. В воздушных массах, формирующихся над указанным районом, значительно увеличивается повторяемость подынверсионной слоистообразной облачности и туманов. Годовая повторяемость облачности нижнего яруса достигает здесь наибольших по сравнению с другими районами значений (91 %), из них на долю облаков с высотой нижней границы ≤ 300 м приходится около 40 %, в то время как на юго-западе — только 10% (табл. 7.3).
У западного побережья Новой Земли и в юговосточной части моря вклад нижней облачности в общую меньше, чем на остальной акватории моря, и составляет за год 61—67 %. Менее благоприятные условия для ее образования здесь обусловлены совместным действием особенностей циркуляционных процессов района и характером подстилающей поверхности: некоторой удаленностью от основных циклонических траекторий, влиянием на западном побережье Новой Земли холодных стоковых ветров (боры), способствующих размыванию облачности, наличием ледяного покрова большую часть года.
Зимой отношение количества нижней облачности к общей увеличивается от северной границы моря (40%) к южному побережью (80%). У побережья Скандинавии, над теплыми водами Нордкапского течения, доля нижней облачности в общем количестве облаков достигает 95%. Летом наблюдается более однородная картина распределения отношения количества нижней облачности к общей на акватории моря.
В годовом ходе наибольшая доля нижней облачности в общей наблюдается преимущественно в летне-осенний период, наименьшая — в конце зимы (рис. 7.4) и обусловлена увеличением повторяемости антициклонов. Наибольшая разница между количеством общей и нижней облачности в это время года наблюдается вблизи северной и восточной границ моря и достигает 2—3 баллов.
Годовой ход общей и нижней облачности имеет одни и те же закономерности над всей акваторией моря и характеризуется летне-осенним максимумом (август—сентябрь) и зимним минимумом (февраль—март) (рис. 7.5). Максимум облачности в теплое время года — отличительная особенность Арктики по сравнению с умеренными широтами. Следовательно, в полярных районах циклоническая деятельность, интенсивность которой максимальна зимой, не является определяющим фактором формирования летней облачности. Максимум облачности в это время связан, в первую очередь, с влиянием подстилающей поверхности, а затем уже и динамических причин. Увеличению облачности летом благоприятствуют наибольшие в году отрицательная разность температур вода— воздух [19] и испарение в условиях интенсивной инсоляции [173], а также максимум влажности не только у поверхности моря, но и интегрального тепло- и влагосодержания тропосферы и горизонтальных потоков влаги. На доминирующую роль подстилающей поверхности в формировании облачности летом указывает и тот факт, что турбулентный поток влаги за счет испарения в июле возрастает по отношению к адвективному до 100—150 %, в то время как в январе он составляет лишь 50 %.
Амплитуда годовых колебаний общей облачности возрастает с увеличением географической широты от 1,5 балла на юго-восточном побережье до 4.4 балла на северных островах. В западных и юго-западных районах моря облачность велика весь год, поэтому амплитуда ее годового хода здесь минимальна: 1,3 балла на о. Медвежьем, 0,8 балла — ст. Вардё. Воздействие подстилающей поверхности больше проявляется на формировании облачности нижнего яруса, поэтому вполне закономерно, что пространственная изменчивость ее больше, чем общей. Амплитуда годового хода нижней облачности изменяется по акватории от 1.5 балла на юго-западе до 6,0 баллов в северных районах.
Среднее квадратическое отклонение а годовых значений общей облачности мало отличается от а для нижней облачности (табл. 7.4). Кроме того, они мало изменяются по акватории моря (от 0,2 до 0,6 балла). Оценки абсолютной (а) и относительной изменчивости (Сг=0,02. .. 0,06) свидетельствуют о большой устойчивости годового количества облачности. В зимние месяцы в районах, где количество нижней облачности невелико (менее 3 баллов), коэффициент вариации (Cv) достигает 0,7. В наиболее облачных районах (с количеством 8—9 баллов) Cv не превышает 0,05—0,1. Таким образом, минимальные значения изменчивости^ наблюдаются в районах с устойчивой большой облачностью, а максимальные — в районах с относительно небольшой облачностью.
Годовой ход о как по общей, так и по нижней облачности, одинаков над всем морем (см. рис. 7.9). Наибольшие значения <т наблюдаются зимой (1,2—1,4 балла), минимальные — в мае и сентябре. Июль характеризуется вторичным максимумом вариаций облачности (0,7—1,0 балла). В отличие от годовых значений средние месячные значения а нижней облачности повсеместно выше, чем а общей, в связи с чем амплитуда годового хода а по нижней облачности достигает 1,3 балла, а общей — не превышает 0,8 балла.
Благодаря преобладающей роли адвективного фактора в образовании облачности, суточный ход ее выражен слабо. Зимой, во время полярной ночи, суточный ход облачности в северных районах моря полностью затухает. В южных районах моря и на побережье наибольшая облачность наблюдается в дневные часы, наименьшая — в вечерние и ночные. Амплитуда суточного хода достигает 1,5 балла. В теплый период наибольшая облачность наблюдается здесь утром, а наименьшая — вечером. Амплитуда не превышает 0,5 балла.
7.2. Число ясных и пасмурных дней
Среднее количество облачности над Баренцевым морем описывается J -образным распределением, характеризующимся возрастанием повторяемости облачности с увеличением ее балльности. Отсюда следует, что средняя величина как климатическая характеристика количества облаков недостаточно точно отражает даже среднее состояние поля облачности. Гораздо точнее облачность характеризуется числом ясных и пасмурных дней. Ясным по общей облачности считается день, когда сумма отметок за четыре срока (или восемь) не превышает 7 (или 14 баллов), а пасмурным,— когда она не меньше 33 (или 66) баллов. Оценка числа ясных и пасмурных дней выполнена только •по береговым и островным станциям (табл. 7.5, 7.6), так как по судовым наблюдениям такие данные непосредственно получить не удается.
Среднее за год число пасмурных дней по общей облачности уменьшается по акватории от 205—225 в северных и восточных районах моря до 160—190 у побережья Скандинавии. Наибольшее число пасмурных дней отмечается в районе о. Медвежий — 231 день. Годовое число пасмурных дней по нижней облачности вдвое меньше, чем по общей: 100—135 в северных и восточных районах, 85—110 на южном побережье (табл. 7.5).
Характер пространственного распределения числа ясных дней (табл. 7.6) лишь в определенной степени зависит от распределения числа пасмурных дней. Наименьшее среднее годовое число ясных дней наблюдается в западной части моря (6—12 дней), т. е. в районе о. Медвежий, где больше всего пасмурных дней в году, и у побережья Скандинавии, где их значительно меньше, но относительно велико число полуясных дней. К северной и восточной границам моря число ясных дней увеличивается до 25—30.
Среднее годовое число ясных дней по нижней облачности значительно больше, чем по общей, и составляет 45—50 на юго-западе, возрастая к восточной окраине моря до 80—85, а к северной — до 90—100. В районах моря, удаленных от южных берегов, число ясных дней несколько уменьшается по сравнению с зоной побережья. Так, в Колгуеве Северном число ясных дней меньше, чем в Индиге, на 6 дней по общей и на 30 дней по нижней облачности.
Несмотря на то, что происходит одновременное увеличение среднего годового числа ясных и пасмурных дней с юга на север, соотношение их колеблется на акватории моря в широких пределах. На юго-западе и в центральной части моря над районами, свободными ото льда, пасмурных дней по общей облачности в году в 15—20 раз больше, чем ясных, на севере и востоке моря — только в 6—10 раз. Менее значительное превышение числа пасмурных дней на севере в какой-то степени объясняется завышением повторяемости ясного неба и занижением пасмурного в период полярной ночи, когда просвечивающие формы облаков среднего и верхнего ярусов не фиксируются визуальным методом, так как сквозь них могут свободно просвечивать звезды. Число пасмурных дней по нижней облачности превышает число ясных дней лишь в 1,1—3 раза.
Годовой ход числа пасмурных дней как по общей, так и по нижней облачности (рис. 7.6) повторяет годовой ход среднего балла соответствующей облачности. Зимой число пасмурных дней по общей облачности возрастает от 9—12 за месяц у северной границы моря до 18—20 в центральной его части и до 22 на юго-востоке. Летом распределение числа пасмурных дней по акватории моря почти противоположно зимнему и уменьшается от 25 в северных районах до 15—17 за месяц на юго-западе. В отдельные годы число пасмурных дней в этих районах может достигать в летние месяцы соответственно 30 и 20 дней.
Амплитуда годового хода числа пасмурных дней наиболее отчетливо выражена на арх. Земля Франца-Иосифа (18 дней), к юго-восточному побережью моря она уменьшается до 8—12 дней, к юго-западному — до 4. Амплитуда годового хода нижней облачности имеет значения, близкие к значениям амплитуды общей облачности в соответствующих районах.
Годовой ход числа ясных дней противоположен годовому ходу числа пасмурных дней (см. рис. 7.6). К югу от 76° с. ш. зимой в среднем отмечается не более 2—4 ясных дней, на островах северной части моря 7—8 дней за месяц. Летом и осенью ясные дни в северных и западных районах наблюдаются не каждый год, в центральной части моря и на юго-восточном побережье — в среднем около 2 дней в месяц.
Среднее квадратическое отклонение σ годовых значений числа пасмурных дней по общей, так и по нижней облачности изменяется по акватории от 14 до 35. Внутригодовые изменения средних квадратических отклонений месячного числа пасмурных дней по общей и нижней облачности носят сложный, скачкообразный характер (рис. 7.7), однако имеют место те же закономерности, которые свойственны годовому ходу о среднего балла облачности. Межгодовые вариации числа пасмурных дней за месяц по общей и нижней облачности примерно одинаковы (σ = 3 ... 6 дней).
Годовой ход а числа ясных дней по общей облачности такой же, как и ход о числа пасмурных дней, а по нижней облачности они имеют противоположный друг другу характер. Среднее квадратическое отклонение числа ясных дней за месяц по общей облачности составляет 1—4 дня, по нижней 1—8 дней.
Условия распределения облачности в удаленных от побережий районах моря достаточно точно характеризуются повторяемостью (%) ясного (О—2 балла) и пасмурного (8—10 баллов) состояний неба, определяемой по судовым наблюдениям. Поскольку береговые и островные станции отмечают состояние неба не повторяемостью, а числом ясных и пасмурных дней, последние были пересчитаны в повторяемость ясного или пасмурного состояния неба по формуле, заимствованной из работы [312]:
где n — число ясных или пасмурных дней в данном месяце; М — число дней в этом месяце; К — коэффициент перехода от числа дней с явлением к повторяемости, определенный из 56-летнего ряда наблюдений за облачностью по ст. Варде. Значение коэффициента К в холодный период для ясного неба составляет 2,92, для пасмурного — 1,22, в теплый период года 3,02 и 1,19 соответственно [181].
Основные закономерности пространственно-временного распределения повторяемости пасмурного и ясного состояний неба в различные месяцы над морем видны из рис. 7.8, 7.9. Пространственное распределение повторяемости пасмурного неба в целом хорошо согласуется с распределением среднего балла общей облачности. Зимой состояние облачности определяется главным образом циклонической циркуляцией, поэтому конфигурация изолиний повторяемости пасмурного неба напоминает положение изобар [290]. При этом четко проявляется влияние характера подстилающей поверхности (лед, вода) и рельефа береговой зоны, например, в районе арх. Новая Земля, где уменьшение повторяемости пасмурного неба связано с влиянием ледников и орографическим воздействием на облачность сильных стоковых ветров (боры).
Зимний режим облачности устанавливается в ноябре. Область с повторяемостью пасмурного неба от 75 до 90 % занимает в это время центральную часть моря и совпадает с районом расположения оси арктического фронта (72— 76° с. ш.). Наиболее высокая повторяемость пасмурного неба (80—90%) в ноябре—декабре отмечается в районе Гусиной банки. К югу от этой области уменьшение повторяемости пасмурного неба происходит менее значительно, а к северной границе моря более сильно: в некоторые месяцы зимы до 50%, а в декабре даже до 40%. Повторяемость ясного неба зимой повсюду невелика и уменьшается от 30% в северных районах до 5—10 % в центральной части моря.
Весной, в связи с ослаблением циклонической деятельности, пространственное распределение облачности начинает изменяться, но в апреле его характер еще вполне зимний. В мае область с повторяемостью пасмурного неба больше 80 % расширяется и распространяется на большую часть моря. Повторяемость ясного неба повсеместно не превышает 10 %.
В последующие месяцы происходит увеличение повторяемости пасмурного неба севернее 74° с. ш. и одновременное смещение области с максимальной повторяемостью (90—100%) в крайние северные районы моря. Четко проявляется зона повышенной повторяемости пасмурного неба над холодными Восточно-Шпицбергенским и Надеждинско - Медвежинским течениями в период с июня по сентябрь. В южной части моря, особенно у побережья, в это время .повторяемость пасмурного неба несколько уменьшается. Повторяемость ясного неба в северной половине моря не превышает 5 % и увеличивается к южному побережью до 20%, а на .крайнем юго-востоке до 30 %.
В октябре у северной границы моря повторяемость паcмурного неба начинает уменьшаться. Область с 90 % повторяемостью пасмурного неба располагается в зоне между 75 и 79° с. ш. и ориентирована на северо-восток. Повторяемость ясного неба в это время минимальна в году и не превышает повсеместно 5 %.
Преобладающими формами нижней облачности на Баренцевом море являются слоисто-кучевые Sc и слоистые St облака. Первые особенно часто наблюдаются в юго-западных районах моря осенью и зимой. Повторяемость их уменьшается с запада на восток и с юга на север. Слоистая облачность над морем чаще наблюдается в летне-осенний период, когда воздух теплее воды, и особенно над холодными течениями и в районах распространения дрейфующих льдов. На акватории моря южнее 72° с. ш. повторяемость ее в июле составляет 23—32%, у западного побережья Новой Земли около 55 %, а в районе Надеждинюко - Медвежинского мелководья и на северо-востоке между арх. Новая Земля и Земля Франца-Иосифа достигает 70—80 % [76].
Нижняя граница St и Sc в Арктике обычно располагается в более низких слоях тропосферы, чем в умеренных широтах [164]. Это связано с тем, что при частых вторжениях холодного арктического воздуха на теплую поверхность моря развивается низкая подфронтальная облачность слоистых и разорванно-слоистых форм. В некоторых случаях подфронтальная облачность опускается до поверхности воды, превращаясь в туман, а в зоне фронта она часто смыкается с основной фронтальной облачностью. Нижняя граница Sc облаков варьирует в слое атмосферы от 200 до 1800 м.
Максимальная повторяемость ее приходится на слой 200—600 м. Слоистые облака располагаются в среднем ниже, чем Sc. В зимнее время повторяемость этой формы облачности с высотой нижней границы ≤ 300 м составляет 15—25 % (см. табл. 7.3). Летом нижняя граница St облачности заметно снижается и в 60—70 % случаев составляет 200—300 м. Значительные по площади облачные массивы St и Sc (6 баллов и более) располагаются на меньшей высоте, чем отдельные облака этих форм. В сумме повторяемость облаков St и Sc высотой ≤ 300 м составляет 30—40 % зимой и 65—75 % летом.
Годовой ход повторяемости высоты нижней границы облаков нижнего яруса аналогичен годовому ходу среднего балла нижней облачности, одинаков повсеместно и характеризуется максимумом летом и минимумом зимой (рис. 7.10). В северных районах моря годовой ход выражен более отчетливо, чем в южных. Амплитуда годового колебания повторяемости облачности высотой ≤ 300 м на северо-западе составляет 40—50 % и уменьшается к побережью Скандинавии (ст. Вардё) до 15%. Годовой ход повторяемости высоты облаков ≤ 200, ≤ 100, ≤ 50 м аналогичен ходу облачности ≤ 300 м.
Многолетний ход количества облачности является одним из показателей изменения климата. Однако известны лишь разрозненные сведения об особенностях изменения облачности от года к году, полученные на основании данных небольшого числа станций [64]. Характер многолетней изменчивости облачности над акваторией Баренцева моря исследуется по данным береговых станций бассейна за весь период их работы по 1985 г. Выявлено, что многолетние изменения среднего количества облачности происходят синхронно над всей акваторией моря. Так, в январе 1961— 1970 гг. общая облачность была повсеместно на 0,8—1,6 балла меньше, чем в десятилетия 1951— 1960 гг. и 1971 —1980 гг. Многолетние изменения заметно меньше, чем внутригодовые колебания. Кроме того, многолетний ход облачности в зимние месяцы очень близок по фазе к колебаниям средней месячной температуры воздуха: рост температуры сопровождается увеличением облачности, а падение— ее уменьшением (рис. 7.11). Темпы роста и падения количества облачности и температуры также соответствуют друг другу. Так, в январе 1951—1960 гг. средняя температура воздуха была выше нормы на 0,3—1,3 °С, а средняя облачность— на 0,1—0,4 балла. В десятилетие 1961 —1970 гг. температура упала на 3—4°С ниже нормы. Соответственно этому произошло и более значительное уменьшение облачности (на 1,5 балла).
Однонаправленные синхронные изменения температуры воздуха зимой прослеживаются над всей акваторией моря во всей толще тропосферы, о чем свидетельствуют изменения энтальпии как отдельных изобарических слоев, так и интегральной энтальпии тропосферы.
Более тесная связь многолетних колебаний облачности наблюдается с изменениями интегрального влагосодержания тропосферы, чем с колебаниями влажности у подстилающей поверхности. Средние значения указанных параметров по скользящим 5-летиям на ст. Мыс Желания и Мурманске даны на рис. 7.12. Зимой наблюдается совпадение фаз многолетних колебаний балла облачности, температуры воздуха и относительной влажности у подстилающей поверхности и некоторое опережение в изменениях интегрального тепло- и влагосодержания тропосферы, свидетельствующие о преобладающей роли адвективного тепла и влаги в свободной атмосфере в образовании облаков.
Летом многолетние колебания облачности такие же, что и зимой, а изменения температуры воздуха менее значительны. Существенных направленных изменений температуры в тропосфере за период 1936—1985 гг. не отмечено. Связь многолетних колебаний облачности и температуры воздуха требует специального и более детального исследования. Взаимосвязь многолетних изменений облачности, относительной влажности, интегрального тепло- и влагосодержания тропосферы носит более сложный характер. В отдельные периоды отчетливо прослеживается тенденция к установлению обратной связи между ними. Например, рост облачности в десятилетие 1971 — 1980 гг. происходил с понижением уровня влагосодержания и температуры воздуха. В другие десятилетия в северных и южных районах моря наблюдались противоположные по знаку изменения этих параметров. Многолетний ход всех рассматриваемых элементов климата зимой лучше выражен в северных районах, летом — в южных. Летом наблюдается запаздывание во времени изменений интегральной энтальпии атмосферы по отношению к изменениям температуры воздуха у подстилающей поверхности. В изменениях влажности имеет место совпадение фаз во всей толще тропосферы, так как наряду с поступлением влаги снизу от подстилающей поверхности отмечается усиленный адвективный ее перенос (см. гл. 6).
Многолетние колебания облачности тесно связаны с характером синоптических процессов в Арктике (см. рис. 7.17). Типовые процессы в евразийском секторе Арктики по Л. А. Дыдиной за период 1948—1976 гг. [121] свидетельствуют, что независимо от времени года многолетние изменения облачности следуют за соответствующими изменениями числа дней с циклоническим полем и противоположны по знаку изменениям числа дней с антициклоническим полем. Зимы 1951 —1960 гг. и 1971—1980 гг. характеризовались положительной аномалией числа дней с Циклонической циркуляцией и среднего балла облачности, а зимы 1961 —1970 гг. — их отрицательной аномалией, когда вдвое увеличилось число дней с антициклоническим полем и наблюдались также отрицательные аномалии температуры воздуха и интегрального влагосодержания тропосферы.
