Погода в Мурманске из Норвегии

мурманская область

 

Часть II. Гидрологический режим. 2. Тепловой баланс и теплооборот

 

2.1. Методика расчетов

Исследование процессов энергообмена на границе раздела вода—воздух является одной из основных задач в рамках проблемы изучения взаимодействия океана (моря) с атмосферой. Проводимые в настоящее время' экспедиционные работы в энергоактивных зонах океана направлены на исследование и детальное описание влияния океана на термодинамическое состояние атмосферы [296]. Это связано с тем, что формирование погодных условий на больших территориях в значительной степени определяется процессами тепломассопереноса на границе раздела двух сред — океана и атмосферы.

Особенности изменчивости энергообмена за сравнительно большие отрезки времени (месяц, сезон, год) можно подробно описать лишь с привлечением материалов наблюдений в постоянных точках моря (например, наблюдения на судах погоды в северных частях Атлантического и Тихого океанов) [16}. Для анализа процессов энергообмена и исследований пространственно-временной изменчивости характеристик теплового взаимодействия Баренцева моря с атмосферой в качестве исходной гидрометеорологической информации использованы в основном средние многолетние климатические данные.

Расчеты характеристик энергообмена Баренцева моря выполнялись О. Б. Мерцаловой [246], В. Т. Тимофеевым [362, 363], Е. И. Серяковым [327—332], М. И. Будыко [22, 41], М. К. Гавриловой [62], М. С. Маршуновой и Н. Т. Черниговским [17, 19, 239, 240, 396], Л. А. Строкиной [17, 19], Г. В. Гирдюком [17, 68, 70, 391], В. П. Хролом [17, 19, 389, 391], Г. Г. Зыковой [391] и рядом других авторов. Однако в большинстве из указанных работ (кроме выполненных в конце 70-х годов и в 80-е годы) используется устаревшая к настоящему времени методика расчета радиационных и турбулентных потоков. Кроме того, во всех указанных работах результаты определения составляющих радиационного и теплового балансов представлены в системе единиц СГС, в настоящее время отмененной.

В данной работе для расчета составляющих радиационного и теплового балансов поверхности моря используется методика, разработанная в Главной геофизической обсерватории и Мурманском филиале ААНИИ [15, 72, 258]. Б. А. Бирман и Т. Г. Позднякова [28] на основании результатов сравнения различных методик расчета составляющих теплового баланса поверхности океана и сопоставления их с натурными наблюдениями считают, что при расчетах потоков радиации, тепла и влаги следует отдавать предпочтение методике ГГО — МФ ААНИИ. Методика позволяет получать составляющие радиационного и теплового балансов по осредненным за месяц гидрометеорологическим элементам с учетом1 их флюктуаций в течение месяца. Использование средних месячных значений гидрометеорологических элементов без учета их внутримесячной изменчивости может приводить к ошибкам в составляющих теплового баланса до 10—15% [171, 207] в основном при малых абсолютных потоках радиации, тепла и влаги.

Как известно, тепловой баланс поверхности моря (результирующий поток тепла) В представляет собой алгебраическую сумму радиационного баланса R , турбулентного потока тепла Нт и затрат тепла на испарение :

.

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

.

 

Эффективное излучение поверхности моря аналитически может быть представлено в виде

.

 

При отсутствии сведений о количестве облаков по ярусам используется зависимость

.

 

Формулы для расчета характеристик турбулентного теплообмена и затраты тепла на испарение в общем виде можно записать следующим образом:

.

 

В ряде работ советских и зарубежных авторов [22, 41, 173, 195, 250, 327—331 и др.] коэффициент тепло- и влагообмена при расчетах потоков тепла и влаги принимается постоянным и полученным из условия равенства нулю среднего годового за многолетний период значения теплового баланса для всего Мирового океана в целом. В работах [15, 258] используется коэффициент тепло- и влагообмена, зависящий от скорости ветра и параметра стратификации приводного слоя атмосферы, при этом учитывается также влияние повторяемости больших скоростей ветра на потоки Нт и , что особенно важно для осенне-зимнего периода, когда количество штормов значительно возрастает.

 

 Адвекция тепла (холода) течениями Ат определяется как остаточный член уравнения теплового баланса моря

.

Теплооборот Qa представляет собой разность между максимальным и минимальным значениями энтальпии за год и определяет годовую амплитуду изменения температуры воды, а также ее экстремальные значения.

Расчеты средних суточных (за месяц, сезон и год) составляющих теплового баланса, адвекции тепла течениями, изменения энтальпии и теплоотдачи приведены в Мдж/м.

 Исходной информацией для расчета характеристик энергообмена послужили средние месячные за многолетний период значения температур поверхностного слоя моря Тю и воздуха Га, парциального давления водяного пара ev., скорости ветра v и общего количества облаков п0 [19]. Сведения о парциальном давлении водяного пара приведены в работе [19] только для февраля, мая, августа и ноября. Для определения влажности воздуха в остальные месяцы использовалась эмпирическая зависимость между температурой и влажностью воздуха [73]. Кроме данных Атласа [19] для расчета характеристик энергообмена привлекались и неопубликованные материалы по термическому режиму Баренцева моря, хранящиеся в фондах Мурманского филиала ДАНИИ и Мурманскгидромета.

Точность расчета составляющих теплового баланса поверхности моря в первую очередь зависит от точности определения средних многолетних значений гидрометеорологических элементов. Сравнение данных, полученных на основании различных атласов и справочных пособий, показывает, что расхождение в данных по температуре поверхностного слоя моря и воздуха в среднем составляет 0,8—1,0 °С, по облачности — 0,2 балла и по скорости ветра— 0,5 м/с. При этом различия по температурам воды и воздуха несколько увеличиваются в зоне гидрологических фронтов и в районе кромки льда. По данным ряда авторов [32, 41, 123] относительная погрешность расчета результирующего потока тепла В, а также изменения энтальпии ΔQт в среднем составляют ±10—15 %, погрешность в определении адвекции тепла течениями Ат как остаточного члена уравнения теплового баланса может достигать 30—40 %,

2.2. Общая характеристика радиационного и теплового балансов

 

 Расчет составляющих радиационного и теплового балансов выполнен для свободной ото льда [321] поверхности моря в точках равномерной сетки с последующим осреднением полученных результатов (табл. 2.1 и 2.2). Определены также средние квадратические отклонения σn, характеризующие пространственную изменчивость потоков радиации, тепла и влаги. По методике С. П. МалевскогоМалевича [223, 224] выполнен расчет средних квадратических отклонений σв,  характеризующих межгодовую (временную) изменчивость средних месячных значений составляющих радиационного и теплового балансов (табл. 2.2, рис. 2.1—2.6).

Акватория Баренцева моря расположена за Полярным кругом, поэтому здесь наблюдаются относительно низкие высоты Солнца и явления полярного дня и полярной ночи, что вызывает большие внутригодовые колебания суммарной солнечной радиации. Полуденная высота Солнца составляет менее 0° в декабре на всей акватории моря и увеличивается в июне до 33° на 80° с. ш. и до 45° на 68° с. ш. Продолжительность полярной ночи изменяется от 30 сут на южной границе моря до 120 сут на северной границе, продолжительность полярного дня — соответственно от 50 до 140 сут. Большая облачность (в основном 8—9 баллов нижнего яруса), характерная для акватории Баренцева моря в течение года, значительно уменьшает поступление суммарной радиации. Так, в целом за год поступает только 60 % возможной радиации, с увеличением до 65—67 % в марте—апреле за счет некоторого уменьшения облачности в эти месяцы (см. табл. 1).

Таблица 2.1 Средние значения гидрометеорологических элементов для южной части Баренцева моря.

Таблица 2.2 Средние суточные значения составляющих теплового баланса поверхности южной (незамерзающей) части Баренцева моря.

В годовом ходе суммарная (суточная) солнечная радиация при реальных условиях облачности изменяется от 0 в декабре и январе до 17,8 МДж/м2 в июне (см. табл. 2.2 и рис. 2.1). Следует отметить, что пространственная изменчивость суммарной радиации, так же как и поглощенной, относительно невелика. Так, при среднем значении Q = 17,8 М Дж/м2 для южной части Баренцева моря экстремальные значения суммарной радиации на акватории моря в июне составляют 16,3 и 19,2 МДж/м2, среднее квадратическое отклонение  σn составляет 0,7 МДж/м2. В другие месяцы (июль—сентябрь) пространственная изменчивость несколько выше — а„ достигает 0,9— 1,1 МДж/м2 при уменьшении значений суммарной радиации. Временная изменчивость больше пространственной (σв> σn) в весенне-летние месяцы, когда поступает более 70 % от годового количества радиации.

Рис. 2.1 Годовой ход суточных составляющих теплового баланса поверхности южной части Баренцева моря.

Рис. 2.2. Суточная суммарная солнечная радиация.

Рис. 2.3. Суточное эффективное излучение поверхности моря.

Рис. 2.4. Суточный радиационный баланс поверхности моря.

Рис. 2.5. Суточный турбулентный теплообмен.

Рис. 2.6. Суточные затраты тепла на испарение.

 

Поглощенная солнечная радиация по существу повторяет годовой ход суммарной радиации вследствие относительно небольшой изменчивости среднего месячного значения альбедо водной поверхности в течение года. В целом за год водные массы Баренцева моря поглощают 88 % поступающей солнечной радиации. Соотношение между сгп и Ов для поглощенной радиации остается примерно таким же, как и для суммарной радиации.

Основными факторами, определяющими эффективное излучение, являются облачность и разность температур воды и воздуха. Облачность сохраняется значительной в течение всего года, тогда как разность температур воды и воздуха ΔT изменяется от 7—8°С в декабре—марте до 0 °С в июне— августе (см. табл. 2.1). В результате эффективное излучение в течение года изменяется в 2—2,5 раза (5—6 МДж/м2 в ноябре—апреле и 2—3 МДж/м2 в июне—сентябре). Среднее квадратическое отклонение оп составляет 0,4—1,3 МДж/м2, увеличиваясь от лета к зиме. Временная изменчивость практически в течение всего года меньше пространственной (σв < σn). Тепловое излучение атмосферы Е а (одна из составных частей эффективного излучения) в течение года изменяется незначительно (21 МДж/м2 в феврале—марте и 27 МДж/м2 в июле—августе). Следует отметить важную роль теплового излучения атмосферы в радиационном теплообмене между атмосферой и поверхностью моря. В ноябре—январе тепловое излучение атмосферы является единственным источником тепла, поступающего на поверхность . моря, в июне—июле (при максимальном поступлении солнечной энергии) тепловое излучение атмосферы в 1,5 раза превышает суммарную радиацию (см. табл. 2.2 и рис. 2.1).

Радиационный баланс поверхности моря в октябре—марте отрицательный, в апреле—сентябре — положительный с максимальным значением в июне, что обусловлено соответствующими изменениями потока солнечной радиации в течение года. При этом в теплую часть года значения радиационного баланса на 30—40 % меньше суммарной радиации. В период полярной ночи (Q = 0) радиационный баланс определяется только эффективным излучением поверхности моря. В среднем для южной части Баренцева моря годовой радиационный баланс положителен и составляет 1,5 МДж/м2. По Е. И. Серякову [327, 330], годовая величина R = 2,0 М Дж/м2, т. е. на 30 % выше. Значения сгп, характеризующие пространственную изменчивость радиационного баланса, составляют 1,2—1,4 МДж/м2 зимой и 0,7—0,9 МДж/м2 летом. Временная изменчивость радиационного баланса, так же как и эффективного излучения, за исключением июня—июля меньше пространственной (σв < σn).

 Свободная ото льда поверхность Баренцева моря в течение года обеспечивает значительное поступление тепла в атмосферу не только за счет эффективного излучения Еэф, но и за счет турбулентного потока тепла Нт и затраты тепла на испарение LE (потоки считаются положительными, если происходит отдача тепла поверхностью моря). Наибольшие значения Нт и LE наблюдаются в декабре—феврале (соответственно 10—12 МДж/м2 и 7—8 МДж/м2), уменьшаясь в июне—августе до ±0,2 и 1—2 МДж/м2. В целом за год результирующий поток тепла В отрицателен (поток направлен от поверхности моря в атмосферу) и равен — 8,1 М Дж/м2. В период с мая по август результирующий поток тепла положителен за счет относительно большого поступления солнечной радиации и уменьшения эффективного излучения, турбулентного теплообмена и затрат тепла на испарение. Переход теплового баланса через 0 наблюдается в конце апреля — начале мая и в конце августа. На сезонные изменения знака результирующего потока тепла большое влияние оказывают окружающие Баренцево море суша и ледяной покров, охлаждающее влияние которых в зимнее время приводит к значительному увеличению разности температур воды и воздуха Δt. В летнее время различия радиационных характеристик водной поверхности, ледяного покрова и суши уменьшаются. Пространственная изменчивость потоков Нт  , LE и В несколько выше пространственной изменчивости составляющих радиационного баланса. Что касается временной изменчивости Нт  , LE и В, то она в целом меньше пространственной изменчивости этих потоков ( см . табл. 2.2).

 Рассмотрим соотношение годовых значений составляющих теплового баланса в его приходной и расходной частях по данным табл. 2.3. В приходной части уравнения теплового баланса ведущая роль принадлежит адвекции тепла течениями (которая в 1,4 раза превышает поглощенную солнечную радиацию), в расходной части — турбулентному теплообмену поверхности моря с атмосферой

Таблица 2.3 Годовые значения составляющих теплового баланса поверхности для южной части Баренцева моря.

 

Следует отметить, что примерно такой же вклад отдельных составляющих в поступление и отдачу тепла получен и Е. И. Серяковым [327, 330] (адвекция 56 %, поглощенная солнечная радиация 42 %, эффективное излучение 29 %). Полученные Е. И. Серяковым [327] годовые значения поглощенной радиации, радиационного баланса, а также затраты тепла на испарение превышают рассчитанные нами на 10—30%, значения турбулентного теплообмена и адвекции тепла течениями— на 10% ниже. Расхождение наших данных с результатами расчета составляющих теплового баланса, выполненными В. Т. Тимофеевым [362], О. И. Шереметевской и Н. П. Коноплевым [327], еще больше, чем с данными Е. И. Серякова. Годовое значение теплового баланса, полученное Б. П. Кудло [195] для прибрежного района Мурмана (район п. Дальние Зеленцы), в 2 раза ниже значения В, рассчитанного по методике ГГО — МФ ДАНИИ. Результаты расчета суммарных теплапотерь

.

 

занижены в среднем на 20—25 % в осенне-зимний период и на 5—10 % в весенне-летний период. Формула для расчета суммарных теплопотерь поверхностью моря, приведенная в работе [69], также занижает значения Вк—В в среднем на 10%. Указанная формула с уточненными значениями коэффициентов имеет вид

.

Если результаты расчета по формулам (2.13) и (2.14) выражены в МДж/м2, то коэффициенты r1 и r3 в зависимости от температуры поверхностного слоя моря Tω принимают следующие значения:

.

Из других составляющих теплового баланса следует указать на тепло речного стока, а также на теплоту ледообразования и таяния льда. Расчет, выполненный по материалам работы Ю. А. Ельцина [124], показал, что тепловой сток рек в Баренцево море незначителен и составляет менее 0,1 % общего поступления тепла за год. По оценке В. Т. Тимофеева (ссылка в работе [76]), теплоречного стока в целом для моря составляет также около 0,1 %, для прибрежной зоны тепло речного стока увеличивается до 1 % и в юго-восточной части моря — до 3 %. По данным Г. К. Зубакина [139], в среднем за год для всего Баренцева моря теплота ледообразования (поступление тепла) составляет 0,6 М Дж/м2, теплота таяния льда (отдача тепла)— 0,7 М Дж/м2. Разность между ними 0,1 МДж/м2 представляет собой общий расход тепла за счет ледовых процессов в Баренцевом море и в тепловом балансе незамерзающей части моря может не учитываться.

Рис. 2.7. Годовой ход суточной суммы радиационного баланса поверхности моря..

 

2.3. Сезонная изменчивость теплового баланса и энтальпии

Не останавливаясь на анализе в целом известного географического распределения составляющих теплового баланса в феврале и августе (см. рис. 2 .2—2 .6 ), рассмотрим некоторые характеристики энергообмена и устойчивости в отдельных точках моря (рис. 2.7—2.9, табл. 2.5). Местоположение точек показано в табл. 2.4.

Как следует из рис. 2.7—2.8, наибольшие различия в значениях радиационного и теплового балансов отмечаются в холодный период года, что соответствует данным табл. 2.2 о пространственной изменчивости этих элементов. В целом абсолютные значения увеличиваются с севера на юг (от точки 1 к точке 10). Различия между зонами теплых и холодных течений относительно невелики, основная роль в формировании радиационного и теплового балансов. принадлежит астрономическим и метеорологическим факторам.

Рис. 2.8. Годовой ход суточной теплового баланса поверхности моря.

Рис. 2.9. Годовой ход суточной адвекции тепла течениями в слое 0—200 м.

Таблица 2.4 Координаты и районы расположенных точек для расчета составляющих теплового баланса.

Таблица 2.5 Составляющие теплового баланса в отдельных точках Баренцева моря.

Таблица 2.5 Составляющие теплового баланса в отдельных точках Баренцева моря.

Таблица 2.5 Составляющие теплового баланса в отдельных точках Баренцева моря.

В годовом ходе адвекции тепла течениями в слое 0—200 м достаточно хорошо прослеживается сезонная изменчивость (см. рис. 2.9). Максимум адвекции отмечается в зимний период (январь— март), второй максимум наступает, как правило, в июле—сентябре. Максимальное значение адвективного теплообмена наблюдается весной (апрель—июнь), при этом в районе теплых течений адвекция в слое 0—200 м положительна в течение года. Годовая амплитуда А0-200 составляет 10— 20 МДж/м2. Адвективный перенос в районе холодных вод Центральной впадины (точка 4) имеет четко выраженные максимумы в феврале—марте и сентябре и минимумы (с отрицательными значениями адвекции) в июне и декабре.

Е. И. Сериковым [328, 330] для разреза по Кольскому меридиану получен годовой ход адвекции в виде полугодовой вариации, как в нашем случае для точки 4 (холодные воды Центральной впадины). Полугодовая вариация для теплых течений (точки 1, 5, 7, 10) выражена очень слабо. Сезонная изменчивость в характере адвекции тепла течениями, по мнению ряда исследователей [328], связана с режимом преобладающих западных ветров. Кроме того, сезонная изменчивость адвекции связана с изменчивостью положения струй основных течений в Баренцевом море. Так, по данным В. А. Потанина и С. В. Короткова [286] для Нордкапского и Мурманского течений отмечается значительный сектор изменчивости в направленности струй этих течений, достигающий в некоторых случаях 200°. Меньшая изменчивость характерна для струй Новоземельского и Канинского течений, потоки которых более стабильны по направлению в течение года. Потоки вод атлантического происхождения наиболее четко выражены в холодную часть года [351].

Адвективный теплообмен А 0- 200 районе Нордкапского и Мурманского течений в Баренцевом море и станции погоды М в Норвежском море.

В дополнение к данным рис. 2.9 определены средние значения А0-200 для Нордкапского и Мурманского течений (табл. 2.6). Адвекция тепла Нордкапским течением получена в результате осреднения данных в точках 1, 2 и 5; Мурманским течением — в точках 7, 9, 10 и И. Для сравнения в табл. 2.6 приведены средние значения адвективного теплообмена в районе станции погоды М за период с 1951 до 1975 г. Для Нордкапского течения годовое значение адвекции составляет в среднем 9,7 М Дж/м2, в течение года четко выражены два максимума зимой и летом и два минимума весной и осенью. Соответствующий ход имеют и средние сезонные значения А0-200. Годовое значение адвекции тепла Мурманским течением уменьшается до 6,9 М Дж/м2, при этом выделяется максимум зимой (I—III) и минимум весной (IV—VI). В Норвежском море (станция погоды М), как и в предыдущих случаях, зимний максимум остается, но отмечаются два минимума: основной в сентябре—октябре и вторичный — в июне. Для средних сезонных значений А0-200 максимум также наступает зимой (I—III) и минимум— летом (VII—IX). Повышение летних и осенних значений адвективного теплообмена в Нордкапском и Мурманском течениях по сравнению с А0-200 в районе станции погоды М в значительной степени определяется поступлением в Баренцево море уже прогревшихся за счет солнечной радиации водных масс [328].

В холодную часть года и в целом за год наибольшие значения адвекции отмечаются в западной части моря, к юго-востоку от арх. Шпицберген (разрез м. Серкап—о. Медвежий—м. Нордкап). К востоку значения А0-200 уменьшаются и затем несколько увеличиваются у кромки льда вдоль арх. Новая Земля. Так, максимальные годовые значения адвективного теплообмена на западе моря составляют 10—15 МДж/м2, в центральной части-моря 6—8 МДж/м2, в восточной части моря у кромки льда 10—13 МДж/м2. В целом для незамерзающей части Баренцева моря годовое значение А0-200 (см. табл. 2.3) составляет 8,1 МДж/м2. В теплую часть года адвективный теплообмен в западной части моря не превышает 10 МДж/м2, в центральной части моря он становится отрицательным, т. е. происходит отток тепла [328]. В периоды наименьшей (апрель) и наибольшей (сентябрь) энтальпии водных масс адвекция тепла течениями в целом остается наибольшей в западной части моря, хотя значительно меньше, чем в холодную часть года [328].

Возвращаясь к табл. 2.5, следует отметить, что вклад суммарного теплообмена поверхности моря с атмосферой (результирующего потока тепла) В и адвекции тепла течениями А0-200 в изменение энтальпии слоя  Δ QТ, 0-200 существенно зависит от сезона. В зимний период роль обоих факторов велика, однако роль результирующего потока тепла несколько выше, чем адвекции, и в этот период происходит общее понижение энтальпии (  Δ QТ, 0-200 < 0 ) .

Вместе с тем в отдельные годы роль адвекции может быть настолько значительной, что температура поверхности воды на Кольском разрезе в январе и феврале бывает выше, чем в предшествующих ноябре или декабре [374]. В осенний и летний периоды, когда результирующий поток тепла значительно уменьшается по абсолютному значению и становится положительным, происходит увеличение энтальпии ( Δ QТ, 0-200 > 0 ). Однако роль адвекции в этом процессе несколько больше, чем результирующего потока тепла. В среднем для весенне-летнего периода адвекция А0-20 в 1,5— 2 раза превышает поток тепла В, хотя по сравнению с зимним периодом значение адвекции уменьшается в 2—3 раза. Осенью, когда резко возрастает (по абсолютному значению) поток тепла В, его вклад снова превышает вклад адвекции, и ( Δ QТ, 0-200  < 0 ) .

Таким образом, поступление тепла в Баренцево море за счет адвективного теплообмена оказывает значительное влияние на термический режим. Основной приток тепла в Баренцево море осуществляется в его южных районах [250]. Н. С. Ураловым [374] показано, что 60—65 % тепла, вносимого в Баренцево море между м. Нордкап и арх. Шпицберген, отдается в атмосферу и в окружающие Нордкапское течение воды в пределах южной части моря. Вместе с тем в юго-западной и юго-восточной частях моря расход тепла атлантических вод происходит с разной интенсивностью. Если между Нордкапским и Кольским разрезами энтальпия вод уменьшается в осенне-зимний период лишь на 2,8 % на 100 км, то восточнее Кольского разреза это уменьшение резко возрастает, составляя 5,7% на каждые 100 км [374]. Причинами этого являются уменьшение скорости течения из-за его дробления, воздействие охлажденных до температуры замерзания вод юго-восточной части моря и наличие здесь льдов.

В целом можно отметить, что адвективная составляющая теплового баланса деятельного слоя Баренцева моря весьма существенна для его юго-западной части и не может не учитываться в остальных районах моря. Значительная пространственная и временная изменчивость адвекции также определяется непостоянством течений в море И зависит в конечном итоге от особенностей атмосферной циркуляции как над самим Баренцевым морем, так и за его пределами [328].

Таблица 2.7 Энтальпия в слое 0—200 м (верхняя строка) и среднее квадратическое отклонение (нижняя строка) по месяцам и в среднем за год.

Таблица 2.8 Средние значения и статистические характеристики теплооборота QA в Баренцевом море.

В табл. 2.7 представлены средние суточные по месяцам и за год значения Δ QТ, 0-200 и их средние квадратические отклонения o Q. Расчет выполнен по материалам глубоководных наблюдений за отдельные годы с последующим осреднением в основном за период с 1951 по 1980 г. Наименьшая энтальпия в слое 0—200 м отмечается в марте— апреле, при этом относительно повышенные значения характерны для юго-западной части моря в районе теплого Нордкапского течения. Во второй половине апреля начинается рост энтальпии на всей акватории моря за исключением его юго-восточной части. В мае и июне рост энтальпии значительно усиливается, достигая 120 МДж/м2 в Нордкапском течении, 60—90 МДж/м2 в Мурманском течении и 20—50 МДж/м2 в Новоземельском течении и в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод. С наступлением летнего прогрева энтальпия деятельного слоя моря значительно возрастает во всех районах моря и достигает максимальных значений к концу августа в северной части моря, в сентябре — в центральной и в октябре в прибрежных районах Мурмана [257, 330]. Т. Н. Москаль [257] построена карта энтальпии деятельного слоя Баренцева моря в августе. Для энтальпии в слое 0—200 м характерно меридиональное расположение изолиний: более прогретые воды Северной ветви Нордкапского течения приносят значительное тепло за 77° с. ш. на участке моря между 30 и 35° в. д. Вместе с тем воды холодного Медвежинского течения на 74° с. ш. и 20° в. д. определяют пониженный для этой широты теплозапас, в то время как на этой широте в районе 30° в. д. энтальпия почти в 2 раза выше. Наибольшая межгодовая изменчивость Δ QТ, 0-200 наблюдается в центральной части Баренцева моря между 74 и 76° с. ш. [257], включая и Новоземельское течение (здесь же наблюдаются и наибольшие межгодовые колебания положения кромки льда [371]), а также в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод. В осенне-зимний период энтальпия вод южной части Баренцева моря уменьшается в среднем на 1,1 —1,7 М Дж/м2.

Средние годовые значения энтальпии Δ QТ, 0-200 в районе Нордкапского течения составляют 100 МДж/м2, в районе Мурманского течения — около 80 М Дж/м2, в районе Новоземельского течения — около 50 М Дж/м2

Анализу теплооборота Q A в Баренцевом море посвящены работы Е. И. Серякова и Я. С. Стависского [330, 332]. В работе [332] опубликована карта теплооборота в южной части Баренцева моря для средних многолетних условий. В среднем для всей акватории южной части моря Qa = 62,4 МДж/ м2. Максимальные значения теплооборота отмечаются на Северо-Новоземельской банке и Центральной впадине (около 80— 90 МДж/м2). Наименьшие значения ( QА = 42 МДж/м2), полученные для района о. Медвежий, обусловлены влиянием холодного течения и резким уменьшением глубины в этом районе. Относительное увеличение теплооборота отмечается в районе м. Нордкап ( QА = 70 МДж/ м2) при смешении атлантических вод с более холодными прибрежными водами.

По материалам глубоководных наблюдений Мурманского территориального управления по гидрометеорологии были определены средние значения теплооборота QА и его средние квадратические отклонения для девяти точек в Баренцевом море (табл. 2.8). На основании этих материалов получено, что теплооборот QA изменяется от 53,6 МДж/м2 в Северной ветви Нордкапского течения до 114,1 М Дж/м2 в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод. Среднее квадратическое отклонение составляет 10—20 МДж/м2, коэффициент вариации С у около 20%. По нашим расчетам средний теплооборот QА в Нордкапском течении минимальный и составляет 55,2 МДж/м2, в Мурманском течении — 70,8 МДж/м2, в Новоземельском течении — 80,4 М Дж/м2 и, как указывалось выше, в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод— 114,1 МДж/м2. Полученные в работе [332] значения теплооборота выше только для Нордкапского течения и ниже для остальных случаев, в том числе для зоны смешения баренцевоморских и беломорских вод — в 2 раза.

На основе анализа материалов океанографических разрезов в южной части Баренцева моря Е. И. Серяковым [330, 332] определена 3—4-летняя цикличность в изменчивости теплооборота.

 

2.4. Некоторые характеристики энергообмена между морем и атмосферой

Известно, что в Мировом океане существуют районы, в которых наиболее интенсивно проходят процессы обмена энергией с атмосферой — энергоактивные зоны океана (ЭАЗО) [28, 296]. В работах [100, 390] Баренцево море рассматривается как генетически связанный с Норвежской ЭАЗО район активного энергообмена с атмосферой. Поэтому представляется целесообразным рассмотреть некоторые дополнительные характеристики энергообмена поверхности моря с атмосферой и устойчивости в приводном слое атмосферы для Баренцева моря, а также в целях сравнения,— для Норвежской и Исландской ЭАЗО. В табл. 2.9 представлены сезонные и годовые значения суммарных теплопотерь В к—5, отношений турбулентных потоков тепла Hτ+ LE к радиационным, а также отношения Боуэна

.

Как указывалось выше, в течение года южная часть Баренцева моря отдает ежесуточно 13,9 МДж/м2, наиболее интенсивно теплоотдача происходит в зимний период (ВкВ = 24,2 МДж/м2) и в осенний период (Вк — В  = 17,5 МДж/м2) (табл. 2.9). Для Норвежской и Исландской ЭАЗО также характерна наибольшая теплоотдача в холодный период года, но в целом за год в 1,2—1,5 раза меньше, чем в Баренцевом море.

Таблица 2.9 Средние сезонные и годовые характеристики энергообмена и устойчивости в приводном слое атмосферы.

Таблица 2.10 Значения отношения Боуэна для отдельных участков Кольского разреза.

В районе Баренцева моря потери тепла в отдельные сезоны и в целом за год за счет турбулентного потока Нг значительно больше, чем в Исландской ЭАЗО и тем более — в Норвежской. Затраты тепла на испарение LE в Баренцевом море также превышают аналогичные величины для Норвежской ЭАЗО во все сезоны, кроме лета, и практически не уступают этим характеристикам для Исландской ЭАЗО. Повышенные значения Hτ + LE и относительно малые величины R (точнее, суммарной радиации Q) приводят к значительному преобладанию в течение года в Баренцевом MOipe турбулентных потоков тепла над радиационными. Роль турбулентных потоков тепла по сравнению с радиационными в Норвежской и Исландской ЭАЗО, расположенных южнее Баренцева моря, уменьшается за счет роста радиационного баланса и общего уменьшения разности температур воды и воздуха.

Отношение Боуэна увеличивается с юга на север. Так, годовые значения Во в Норвежской и Исландской ЭАЗО составляют около 0,4; в тропической ЭАЗО — менее 0,1 [28], а в Баренцевом море в холодный период и в целом за год Во=1,1—1,5 (см. табл. 2.9). Причем и в Баренцевом море наблюдается увеличение отношения Боуэна с юга на север. Для отдельных районов Баренцева моря летом Во<0 (табл. 2.10) при ΔT<0. Для получения данных табл. 2.10 использованы наблюдения на станциях Кольского разреза, выполненные на судах Мурманского территориального управления по гидрометеорологии, ПИНРО и Севрыбпромразведки в период с 1937 по 1974 г. Гидрометеорологические условия обеспечивают изменение Во для Баренцева моря от —1,1 до 1,9 (табл. 2.11).

Для оценки режима турбулентности и теплопереноса обычно используется аналог числа Ричардсона, который определяет соотношение термических и динамических факторов. Повторяемость неустойчивой стратификации в приводном слое атмосферы (—Ri .102≥ 0,5 ) по материалам наблюдений на Кольском разрезе в целом за год составляет 64%, увеличиваясь в холодный период года до 80—90%, в теплый период года составляет 40—60%. Инверсионные условия (—Ri .102< —0,1)  отмечаются в 4—7 % случаев в холодный период года и в 15—20 % случаев в теплый. Повторяемость условий нейтральной стратификации меньше, чем условий инверсионного распределения [63].

В целом для Баренцева моря значения —Ri .102 изменяются от 3,6 зимой до 0,4 летом, средние годовые значения аналога числа Ричардсона превышают соответствующие значения для Исландской и Норвежской ЭАЗО в 5—6 раз (см. табл. 2.9).

Таблица 2.11 Средние значения гидрометеорологических элементов и отношения Боуэна при различных интервалах разности температур воды и воздуха.

 Таким образом, свободная ото льда акватория Баренцева моря является районом значительной теплоотдачи и по ряду климатических характеристик энергообмена и турбулентности может быть отнесена к энергоактивной зоне океана, оказывающей большое влияние на общую циркуляцию атмосферы и климат. Анализ карт распределения составляющих теплового баланса (см. рис. 2.2—2.6) показывает, что. особенно интенсивно развиваются процессы турбулентности и теплообмена в зоне, прилегающей к кромке льда в восточной, северо-восточной и северной частях Баренцева моря и далее на запад в Гренландском и Норвежском морях. В. В. Денисов и А. А. Косолапов [100] на основании анализа параметров, характерных для энергоактивных зон [296], определили локальные энергоактивные зоны в Баренцевом море, расположенные в районах, в целом прилегающих к кромке льда в холодную часть года (одна зона расположена между 74 и 76° с. ш. и 27 и 35° в. д., вторая зона выделяется в районе между 73 и 75° с. ш. и 43° в. д. и арх. Новая Земля). Вместе с тем, как указывалось выше, интенсивность процессов взаимодействия поверхности южной части Баренцева моря с атмосферой не слабее, чем в Норвежской и Исландской ЭАЗО (особенно в холодный период года).

Баренцево море является частью обширной зоны активного взаимодействия, центр которой находится в районе Западно-Шпицбергенского течения, к юго-западу от арх. Шпицберген [390].