Погода в Мурманске из Норвегии

мурманская область

 

Часть II. Гидрологический режим. 3 Температура воды

 

3.1. Режимные характеристики температуры воды

 

Температура воды принадлежат к числу важнейших элементов гидрологического режима любого морского бассейна. Для Баренцева моря ее значение по многим причинам особенно велико. Вопервых, она является основным показателем, характеризующим распространение теплых атлантических вод, которое, в свою очередь, определяет ледовые условия и климат приатлантического сектора Арктики. Во-вторых, данные о температуре воды широко используются в рыбопромысловых исследованиях, так как она является ведущим экологическим фактором, и даже небольшие ее изменения существенно сказываются на поведении морских организмов. В-третьих, на большей части акватории моря соленость изменяется в узких пределах, поэтому все процессы, связанные с плотностной структурой вод (конвекция, образование слоев скачка и др.), определяются в основном термическими условиями. И, наконец, наличие продолжительных рядов наблюдений на стандартных разрезах (особенно на разрезе по Кольскому меридиану) позволяет использовать температуру воды для климатического мониторинга и в качестве предиктора при разработке методов долгосрочных метеорологических и ледовых прогнозов.

Как было показано выше (гл. 2), термический режим Баренцева моря складывается под влиянием радиационных и адвективных факторов. Закономерные изменения радиационного баланса по пространству и в годовом ходе, а также стабильные (при многолетнем осреднении) условия водообмена обусловливают устойчивость климатических характеристик температуры воды. Наряду с этим температуре воды свойственна значительная пространственно-временная изменчивость, обусловленная нестационарностью течений и ледовых условий.

 Сведения о режиме температуры воды Баренцева моря содержатся во многих справочных пособиях [19, 65—67, 181 и др.], различающихся по способам представления информации (таблицы, карты, разрезы, графики вертикальных распределений), объему использованных данных и методике их группировки (по районам моря или по станциям стандартных разрезов). Исходными материалами, как правило, являются данные глубоководных океанографических наблюдений. Наряду с этим для поверхностного слоя моря режимные обобщения могут быть сделаны по данным попутных судовых метеорологических наблюдений (ежемесячные карты температуры воды в справочнике [181]), а для температуры поверхности моря — по данным авиасъемок с использованием ИК-радиометра [206].

Понятия температуры поверхности моря (ТПМ) и температуры поверхностного слоя моря (ТПСМ), установленные ГОСТом «Океанология» [267], необходимо строго различать. В первом случае измерения проводятся неконтактным методом и дают мгновенную температуру тонкой поверхностной пленки толщиной 10—20 мкм, во втором— результатом контактного измерения является осредненная за 1—2 мин температура перемешанного слоя толщиной до 1 м. Физический смысл этих характеристик также различен. ТПМ определяется теплообменом поверхности моря с атмосферой (лучистым, турбулентным и обусловленным фазовыми переходами), ТПСМ — подповерхностным поглощением солнечной радиации, турбулентным и конвективным перемешиванием в верхнем слое моря. ТПМ, как правило, бывает ниже ТПСМ. По результатам параллельных контактных и неконтактных измерений, проводившихся на Баренцевом и Норвежском морях, установлено, что разность (ТПМ—ТПСМ) отрицательна в 86 % случаев, в среднем она составляет от —0,4 до —0,6 °С при экстремальном значении —2,2 °С [3591.

До недавнего времени статистическая обработка данных о температуре воды проводилась только путем их выборки из порейсовых таблиц глубоководных океанографических наблюдений, хранящихся в местном гидрометфонде. В ходе работ по проекту «Моря СССР» ВНИИГМИ—МЦД сформировал массив океанографических наблюдений на машинных носителях и представил институтам-соисполнителям результаты расчетов статистических характеристик температуры, солености и плотности воды, выполненных по единой методике. В обработку включены данные за 1936— 1981 гг., осреднение проведено по 1-градусным трапециям. Прежде, чем перейти к описанию режима температуры воды по этим материалам, остановимся на некоторых методических вопросах, которые следует принимать во внимание при анализе режимных сведений, содержащихся в разных источниках.

Сетка стандартных разрезов (см. рис. 1.1) упорядочивает выполнение наблюдений по пространству, но не во времени. Даты океанографических съемок, выполненных в разные годы, не совпадают, данные наблюдений осредняются за периоды не меньше месяца. В связи с этим предлагаются способы приведения «норм» температуры воды к заданным датам [77]. Регулярность съемок от года к году выдерживается только на вековых разрезах, другие разрезы выполняются в одноименные месяцы не ежегодно. В незамерзающей части моря нарушения регулярности наблюдений носят более или менее случайный характер, тогда как в районах, находящихся между максимальным и минимальным климатическим положением кромки льда, преобладают наблюдения, выполненные в безледные периоды, что может привести к систематическому завышению средней температуры воды.

Рис. 3.1. Количество измерений температуры воды на горизонте 0 м.

 

Средние многолетние значения или «нормы» температуры воды представляют большой практический интерес, так как по ним оцениваются аномалии теплового состояния водных масс и проводятся расчеты интегральных величин — энтальпии толщи вод или ее отдельных слоев, переноса тепла через определенные разрезы, теплового баланса. Ввиду того, что теплоемкость воды велика, а изменения температуры воды в пространстве и времени обычно лежат в пределах от 1 до 10 °С, точность балансовых расчетов существенно зависит от надежности определения климатических средних. На ней сказываются многочисленные погрешности, возникающие при статистической обработке нерегулярных наблюдений и не поддающиеся строгой количественной оценке.

В районах моря, не охваченных сеткой стандартных разрезов, климатические нормы определяются по данным малочисленных эпизодических наблюдений или путем интерполяции между ближайшими разрезами. При этом иногда стремятся увязать пространственное распределение температуры воды с известными схемами течений Баренцева моря, на которых выделяются теплые и холодные струи. Наглядным примером такого подхода являются карты температуры воды в справочнике по гидрометеорологическим условиям шельфа [66], на которых очертания изотерм близки к границам теплых и холодных течений на схеме ПИНРО. Однако реальная циркуляция вод не сводится к схеме постоянных течений. Синоптическая изменчивость течений приводит к смещениям границ теплых и холодных водных масс, что должно приводить к сглаживанию климатических градиентов температуры воды. Это сказывается и на результатах осреднения данных авиасъемок [206]. Поэтому для тех районов моря, где устойчивое существование «языков» теплой и холодной воды не подтверждается непосредственно данными наблюдений, можно отдать предпочтение картам с более простыми очертаниями изотерм. [19, 65, 181]. Отметим также, что на всех климатических картах температуры воздуха [19, 65, 66, 181] изотермы над открытым морем проведены плавно, что косвенно подтверждает относительную однородность температуры подстилающей поверхности.

Группировка данных по районам моря позволяет получить более однородную основу для картирования гидрологических характеристик, однако неравномерность раопределения наблюдений по пространству сохраняется и в этом случае. Для примера на рис. 3.1 показано количество измерений температуры воды на поверхностном горизонте в январе и июле. Как видно по этим картам, освещенность акватории моря данными наблюдений в большой степени зависит от ледовых условий, и ее можно признать достаточной только для юго-западной части моря.

Рис. 3.2. Средняя месячная температура воды на поверхностном горизонте, °С.

Рис. 3.2. Средняя месячная температура воды на поверхностном горизонте, °С.

Рис. 3.2. Средняя месячная температура воды на поверхностном горизонте, °С.

Для Баренцева моря 1-градусная сетка далека от оптимальной, соотношение сторон изменяется от 1 : 2,5 на 68° с. ш. до 1:6 на 80° с. ш. Хотя в масштабах всего моря 1-градусное деление является достаточно дробным, шаг сетки по меридиану, равный 111 км, для некоторых районов слишком велик. В первую очередь это относится к фронтальной зоне у о. Медвежий где меридио нальный градиент средней месячной температуры воды на поверхности в течение всего года составляет около 5°С/100 км. Расстояние между станциями стандартных разрезав в большинстве случаев не превышает 30 морских миль или 55 км, поэтому при построении карт температуры воды следует сочетать оба способа группировки данных— поквадратный и по станциям разрезов.

На рис. 3.2 приведены ежемесячные карты средней температуры поверхностного слоя Баренце!ва моря, построенные по материалам ВНИИГМИ—МЦД. Они удовлетворительно согласуются с аналогичными данными, представленными в работах [66, 67, 181] и других справочных пособиях. В течение всего года максимальная температура воды наблюдается в юго-западной части моря, и климатический градиент температуры направлен примерно перпендикулярно к среднему положению кромки льда. С июля по октябрь область максимальной температуры распространяется также и на юго-восточную часть моря, положение изотерм становится близким к широтному. Крупномасштабные особенности полей температуры воды объясняются совместным влиянием радиационных и адвективны^ факторов. Влияние адвекции тепла наиболее заметно проявляется в юго-западной части моря и незначительно на юговостоке, где малые глубины препятствуют дродвижению атлантических вод. Радиационный приток тепла закономерно изменяется по широте и в годовом ходе (см. гл. 2), причем на юго-востоке моря меньший объем водной массы способствует относительно более интенсивному ее летнему прогреву. Дополнительным источником тепла в этой части моря является речной сток.

В качестве частного замечания укажем, что по нашим данным не подтверждается аномально высокая температура поверхностного слоя Печорского моря в июле и особенно в августе (до 9—10 °С), показанная на соответствующих картах в работах [66] и [67]. Влияние теплового стока р. Печоры почти не распространяется дальше Печорской губы, средняя месячная температура воздуха на береговых гидрометеорологических станциях составляет в эти месяцы от 6 до 9°С.

Графики годового хода температуры воды в «поверхностном слое здесь не приводятся, их нетрудно построить для любой точки незамерзающей части моря по данным рис. 3.2. Годовое изменение температуры повсеместно невелико, на юго-западе и в северной части моря оно не превышает 5— 6°С, и только на юго-востоке достигает 10 °С (от температуры замерзания, равной —1,8, до 8°С). В Печорской губе температура распресненных вод изменяется в годовом ходе от 0 во все зимние месяцы до 14 °С в июле—августе.

Годовой ход температуры воды повсеместно асимметричен, период ее роста (апрель—август) примерно вдвое короче периода падения. Позднее начало роста температуры объясняется малым радиационным притоком тепла в начале весны и значительной тепловой инерцией ледяного покрова. Осенние падение температуры воды происходит значительно медленнее, чем весенний рост, что объясняется большой теплоемкостью водных масс, вовлеченных в процесс конвекции.

Распределение температуры на нижележащих горизонтах отражает процессы, которые будут более полно рассмотрены в следующих разделах (формирование сезонного термоклина, конвективное перемешивание), поэтому соответствующие карты здесь не приводятся. Несмотря на запаздывание годового хода по мере увеличения глубины, сходство поверхностных и глубинных полей температуры воды сохраняется. Наибольшие перепады между поверхностной и придонной температурой (до 8°С в юго-восточной части моря) обусловлены летним прогревом. Зимой распределение температуры ,по вертикали выравнивается.

 В некоторых справочных пособиях, в частности в [66], наряду со средними, приводятся также максимальные и минимальные значения температуры воды по месяцам. Эти данные позволяют составить предварительное представление о межгодовой изменчивости температуры, но не являются ее вероятностнйми характеристиками, так как обеспеченность экстремумов при этом неизвестна. Даже в точках, совпадающих со станциями стандартных разрезов, объем выборки, по которой определяются экстремумы, очень мал по сравнению с общей продолжительностью периода наблюдений. Ряды температуры воды обладают значительной связностью но сравнению с другими гидрометеорологическими элементами, и в этом случае нет прямой зависимости между частотой наблюдений и повторяемостью экстремума, однако очевидно, что приливная и синоптическая изменчивость, накладываясь на долгопериодные изменения, увеличивает диапазон возможных колебаний. В периоды, когда средняя температура растет или падает, экстремумы, выбранные из помесячных данных, смещены отнобительно середины месяца. При поквадратной обработке данных аналогичное смещение может быть и в пространстве.

Если представить себе многолетнее прослеживание полей температуры воды в синоптические сроки, то карты экстремальных значений будут образованы наложением нескольких наиболее ярко выраженных аномалий, каждой из которых будет сопутствовать своя конфигурация изотерм, зависящая от ряда случайных факторов. В результате должно получиться неоднородное пространственное распределение максимальной и минимальной температуры, в котором трудно отделить случайные флюктуации от изменений, имеющих реальную физическую основу. Поэтому представляется более правильным не картировать экстремальную температуру, а ограничиться ее рассмотрением в точках или районах моря с большим числом наблюдений. Для некоторых станций стандартных разрезов, названных «реперными» (это понятие никак не узаконено), такие данные приведены в справочнике [66].

Пределы изменчивости температуры воды повсеместно и на всех горизонтах сравнительно невелики. В атлантической водной массе на крайнем юго-западе моря поверхностная температура зимой не опускается ниже 3°С и не превышает 6°С, летом она лежит в пределах от 7 до 13 °С. В районах моря, где в рассматриваемые месяцы есть хотя бы малая вероятность появления льда, абсолютный минимум ограничен температурой замерзания, почти везде равной —1,8°С. Летние максимумы поверхностной температуры в северной части моря достигают 4 °С к северу от 78° с. ш. и 7°С к северу от 76° с. ш. На юго-востоке моря возможно летнее повышение температуры до 15 °С в открытой части и до 23 °С — в Печорской губе. Минимальная температура в этом районе даже в сентябре, когда отсутствие льда гарантировано, возможна до 3—4°С в открытой части и до 0°С у побережья Новой Земли.

С глубиной, по мере того как убывает влияние летнего прогрева, диапазон возможных колебаний становится еще меньше. Та^, на горизонте 50 м максимальная летняя температура только у побережья Кольского полуострова может превысить 11°С, а в юго-восточной части моря даже с учетом запаздывания годового хода не достигает и 7 °С.

 Распределение температуры воды в придонном слое моря (соответствующие карты и графики годового хода приведены в работе [66]) в основном определяется условиями осенне-зимней конвекции. Придонные температуры близки к минимальным зимним поверхностным, их изменения в годовом ходе незначительны. Только в мелководной прибрежной полосе на крайнем юго-востоке моря возможно летнее повышение придонной температуры до 5—8 °С.

 

3.2. Распределение температуры воды по вертикали. Формирование сезонного термоклина

 

Термический режим Баренцева моря складывается под воздействием ряда процессов. Ведущими среди них являются осенне-зимняя конвекция, которая приводит к выравниванию температуры от поверхности до дна, и летний прогрев поверхностного слоя, обусловливающий возникновение сезонного термоклина. Конвективное перемешивание всецело определяется вертикальным распределением плотности воды, поэтому оно рассматривается в гл. 4, после общей характеристики режима плотности. Формирование термоклина в условиях Баренцева моря является в основном термическим процессом, хотя в определенной степени зависит также от плотностной стратификации и ряда других факторов. В этом разделе будут рассмотрены осредненные вертикальные профили температуры воды, полученные по результатам статистической обработки массива океанографических данных, а далее — закономерности формирования сезонного термоклина как наиболее важной особенности распределения температуры воды по вертикали.

На рис. 3.3 приведены вертикальные профили температуры воды в четырех квадратах, репрезентативных для крупных районов и основных водных масс моря. Они охватывают период формирования и разрушения термоклина — с мая по ноябрь. В зимние месяцы температура воды на всех горизонтах близка к температуре поверхностного слоя, и ее можно определить по картам (рис. 3.2). Несмотря на значительные различия гидрологического режима рассматриваемых районов, для них характерен ряд общих закономерностей. Некоторые из них отмечались выше — запаздывание годового максимума температуры воды по мере увеличения глубины, замедленное падение температуры осенью по сравнению с периодом ее роста. Летний прогрев во всех районах начинается в июне, на юго-востоке моря он наиболее интенсивен. В сентябре поверхностный слой моря начинает терять тепло, к ноябрю (на севере моря уже к октябрю) термоклин полностью разрушается.

Рис. 3.3. Вертикальные профили средней месяч ной температуры воды.

Некоторые нарушения регулярности годового хода на глубинных горизонтах, особенно заметные на рис. 3.3 в, 3.3г, по-видимому, объясняется малым количеством наблюдений, по которым рассчитывались средние месячные значения. Обращает на себя внимание значительное понижение температуры воды юго-восточного района моря в июле на горизонтах 10 и 20 м (рис. 3.3г). Столь же низкие значения температуры воды для этого месяца показаны и на крупномасштабных картах справочника [67], где они оставлены без пояснений. В июне—июле этому району свойственна сильно выраженная плотностная стратификация, обусловленная поступлением большого объема речных вод, тогда как волновое перемешивание в летние месяцы ослаблено. В нашем случае могло иметь значение и то, что выборка сделана в квадрате между 69 и 70° с. ш., где пространственная изменчивость температуры воды летом довольно велика.

Положение слоя скачка в течение месяца и от года к году не остается постоянным, поэтому при осреднении данных за многолетний период вертикальные градиенты неизбежно сглаживаются. Тем не менее по графикам рис. 3.3 можно с удовлетворительным приближением определить характерные значения толщины верхнего квазиоднородного слоя и горизонты, на которые приходятся максимальные вертикальные градиенты температуры. В августе—сентябре, когда термическая стратификация водных масс выражена лучше всего, толщина квазиоднородного слоя и соответствующая ей глубина верхней границы термоклина достигает 30 м, наибольшие градиенты приходятся на слои 30 50 м. На рис. 3.4 представлено районирование моря по глубине залегания термоклина, проведенное по данным о вертикальном распределении температуры воды. Поскольку пространственная изменчивость этой характеристики невелика, и единых критериев для ее определения нет мы выделили только те области, где уменьшение глубины термоклина представляется закономерным и может быть объяснено меньшей интенсивностью волнового перемешивания, а также существованием скачка плотности.

Рис. 3.4. Характерные глубины залегания термоклина в период наибольшего развития квазиоднородного слоя, м.

Максимальные градиенты температуры воды между стандартными горизонтами 25 и 50 м, рассчитанные по средним многолетним данным, на крайнем юго-западе не превышают 0,1 °С/м а на остальной глубоководной акватории достигают 0,2 °С/м. В юго-восточной части моря и некоторых других прибрежных районах максимальные градиенты приходятся на слои 10—25 или 0—10 м где они достигают 0,4 °С/м, а к востоку от Печорской губы -даже 1,0 °С/м (но для этого района режимные сведения о температуре воды требуют дальнейшего уточнения).

Обобщенные вертикальные профили отражают только наиболее общие закономерности формирования сезонного термоклина. В реальных условиях в верхнем слое моря наблюдаются неоднородности различных масштабов. Они могут быть обусловлены суточным ходом температуры воды (суточный термоклин) или перемешиванием разной интенсивности при усилениях ветра и волнения (синоптический термоклин). При этом результаты измерении в значительной степени зависят от вертикального разрешения и точности приборов (одним из наиболее важных достижений океанологии в последние годы стало выявление тонкой термохалинной структуры вод океана [375]).

 Если не принимать во внимание неоднородности такого рода, исчезающие после сильных штормов или конвекции, вызванной ночным выхолаживанием, слой от поверхности моря до верхней границы термоклина можно считать квазиизотермичееким или квазиоднородным (во втором случае принимаются во внимание также соленость н плотность). В тех случаях, когда переход от квазиизотермического слоя к сезонному термоклину выражен недостаточно четко, за границу между ними принимается либо точка пересечения касательных к соответствующим-участкам вертикального профиля температуры, либо точка перегиба этого профиля. При обработке большого объема океанографических данных для определения границы термоклина можно использовать численный алгоритм предложенный в работе [79]. 

 Необходимым условием для начала формирования сезонного термоклина является переход теплового баланса поверхности моря к положительным значениям. Если в начальный момент температура воды от поверхности до больших глубин постоянна, то при наличии потока тепла, направленного вниз, поверхностный слой моря начнет нагреваться, плотностная устойчивость этого слоя возрастает, и в нем возникает значительный градиент температуры. Под воздействием турбулентного перемешивания температура поверхностного слоя выравнивается, а область повышенных температур градиентов смещается ниже. К началу осени глубина слоя скачка достигает таких значении, при которых перемешивание в поверхностном слое уже не .может существенно повлиять на условия в зоне термоклина. 

Эта простая схема осложняется рядом других факторов: неравномерностью адвекции тепла внутренними волнами, сгонно-нагонными явлениями, понижением солености под влиянием речного стока и таяния льдов. В зонах дивергенции течении слои скачка температуры расположен ближе к поверхности МОрЯ> ,в зонах конвергенции глубина его залегания увеличивается.

Для расчета толщины верхнего однородного слоя и вертикального распределения температуры разработан ряд методов, наиболее полный обзор которых  содержится в работе [159]. Одно из направлении, представленное работами С. А. Китайгородского, Б. Н. Филюшкина и других, основывается на теории подобия. Зависимость толщины и температуры в термоклине от условий стратификации задается универсальными безразмерными функциями, вид которых должен определяться из анализа экспериментальных данных. При этом однако, не учитывается влияние адвективных процессов.

Работы Крауса и Кернера положили начало моделированию термической структуры верхнего слоя океана, основанному на совместном решении интегральных уравнений баланса тепла и турбулентной энергии. Развитием этого подхода являются двухслойные гидродинамические модели разработанные в МГИ АН УССР [201] и  Гидрометцентре СССР [159]. В модели МГИ интегральное уравнение теплового баланса верхнего однородного слоя задается ,в виде

.

 Вторым уравнением системы является уравнение баланса турбулентной энергии

.

Правая часть уравнения (3.2) представляет собой изменение потенциальной энергии однородного слоя или работу сил плавучести. Составляющие баланса турбулентной энергии могут быть параметризованы следующими соотношениями:

.

При параметризации энергообмена между однородным слоем и сезонным^ термоклином предполагается, что температура на границе этих слоев претерпевает разрыв, диффузионный поток тепла на нижней границе однородного слоя отсутствует, и все процессы на этой границе связаны только с вовлечением нижележащей жидкости в слой перемешивания. Отсюда следует:

.

Система уравнений (3.1) — (3.2) дополнена уравнением температуропроводности для слоя термоклина

.

В модели Гидрометцентра изменения толщины и температуры изотермического слоя описываются системой уравнений:

.

С использованием указанных моделей был выполнен ряд опытных расчетов синоптической изменчивости параметров верхнего однородного слоя по данным многосуточных станций в южной части Баренцева моря. При расчетах задавались начальное распределение температуры воды и фактические значения метеорологических характеристик на протяжении 7—10 сут — скорости ветра, температуры воздуха, облачности, влажности, а также склонения и часового угла Солнца (по этим данным рассчитывался поток тепла на поверхности моря). Проверка проводилась по данным ежечасных батитермографных наблюдений.

Модельные ситуации отражали сравнительно спокойные условия, когда скорость ветра за время выполнения многосуточной станции изменялась от 0 до 12 м/с. Изменения фактической и рассчитанной толщины слоя перемешивания при этом достигали 10 м. В более широком диапазоне условии в Баренцевом море возможны колебания глубины слоя скачка до 20—30 м в течение суток, но это связано главным образом с влиянием внутренних волн и приливов.

Результаты расчетов подтвердили возможность использования указанных моделей для диагностических оценок изменчивости параметров верхнего однородного слоя и вертикальных профилей температуры воды. Абсолютная погрешность расчета температуры в 75 % случаев не превысила 0,2 °С. Точность расчета толщины однородного слоя значительно ниже, абсолютная погрешность, соответствующая той же обеспеченности, составила 5,0 м. Это можно объяснить недостаточно полным заданием динамических факторов, определяющих интенсивность вертикального перемешивания (в расчетах используется только средняя скорость ветра). 

 В целом задача моделирования сезонного термоклина Баренцева моря в климатическом и синоптическом мастшабах еще далека от решения. Она требует как совершенствования теоретических моделей, так и намного более детального описания начальных условий и внешних воздействий.

 

3.3. Изменчивость температуры воды

 

Нерегулярные изменения температуры воды во времени и по пространству, обусловленные разнообразием и разномасштабностью влияющих факторов, должны учитываться во многих практических приложениях: при анализе данных наблюдений, оценке теплового состояния водных масс, в гидрологических, ледовых и промысловых прогнозах. Для описания изменчивости температуры воды используются хорошо известные в гидрометеорологии вероятностные методы, однако возможности их применения в значительной степени зависят от особенностей системы наблюдений.

Измерения температуры воды на береговых гидрометеорологических станциях позволяют сформировать непрерывные ряды наблюдений, но эти данные, как правило, нерепрезентативны для открытого моря. Общая характеристика наблюдений на океанографических разрезах была дана выше (см. гл. 1 и п. 3.1). По ним можно получить нерегулярные выборки ограниченного объема. При помесячной группировке данных, позволяющей исключить в первом приближении годовой ход, типичный объем выборки для станций вековых разрезов составляет 20—30 значений, что дает возможность сделать некоторые выводы о законе распределения температуры воды в южной части моря. За пределами вековых разрезов, в северных и восточных районах моря, количество наблюдений очень мало (см. рис. 3.1), и по ним можно оценить только амплитуду многолетней изменчивости.

Как показано в работе [384], коэффициенты асимметрии и эксцесса распределений температуры, полученные для данных наблюдений на вековых разрезах, в течение всего удовлетворяют приближенному критерию согласия, при котором распределение подчиняется нормальному закону. Режим температуры воды с учетом этого может быть достаточно полно охарактеризован двумя параметрами — средними значениями и средними квадратическими отклонениями. Поля средней месячной температуры (см. рис. 3.2) приводятся во многих работах, при этом расхождения между снятыми с карт значениями, обусловленные различиями в информационной базе и методике картирования, составляют около 1 °С (см. также п. 2.1). Значения средних квадратических отклонений температуры воды на вековых разрезах для всех горизонтов и месяцев года представлены в работе [126]. Карты этой характеристики для поверхностного горизонта в марте и августе приведены в справочнике [66]. Рассматривая их, не следует переоценивать детальность поля изолиний. Достоверные поля средних квадратических отклонений можно получить только для южной части моря (зимой — примерно до 72° с. ш., летом — до 75° с. ш.) (см. рис. 3.1).

Рис. 3.5. Среднее квадратическое отклонение температуры воды на поверхностном горизонте.

При помесячной группировке данных рассчитанные средние квадратические отклонения неявно включают изменчивость, обусловленную выполнением наблюдений в разные даты. Если статистическая обработка данных приводится не по стандартным станциям, а по квадратам моря, к этому добавляется изменчивость за счет смещения точек наблюдений в пределах квадрата, которая должна быть особенно заметна во фронтальных зонах. На рис. 3.5 соответствующие карты построены для января и июля по материалам поквадратной обработки, выполненной во ВНИИГМИ—МЦД. Они отражают повышенную изменчивость температуры воды на гидрологическом фронте у о. Медвежий (сохраняющемся в течение всего года) и вдоль южного побережья моря, особенно в летний период. Для июля—августа характены повышенные значения средних квадратических отклонений на всей акватории моря, но в остальные месяцы годовой ход этой величины выражен слабо. Вместе с тем в течение всего года ее значения сопоставимы с расхождениями между «нормами» температуры воды, содержащимися в разных источниках.

Рис. 3.6. Гистограммы распределения температуры воды и их аппроксимация.

Использование нормального закона распределения правомерно только для общей характеристики изменчивости температуры воды, но не для расчета экстремальных значений заданной обеспеченности. Отклонения от нормального закона наиболее очевидны в тех случаях, когда отрицательные аномалии температуры воды ограничены температурой замерзания, что должно приводить к асимметричности распределения. Однако более важной и распространенной особенностью дифференциальных кривых распределения является преобладание отрицательных значений коэффициента эксцесса. Это выражается в плосковершинности, а в отдельных случаях — в бимодальности распределений. 

Явление бимодальности должно быть свойственно точкам наблюдений, находящимся во фронтальных зонах, где имеет место чередование теплых и холодных водных масс. Вместе с тем распределения такого типа возможны и в однородной водной массе южной части Баренцева моря. Рис. 3.6, приведенный в работе [384], иллюстрирует два характерных случая. В первом из них гистограмма температуры воды может быть аппроксимирована суммой двух нормальных распределении со средними Т  и Т 2  дисперсиями σ1   причем у них не перекрывается даже 95 % области:

.

 Во втором случае двумодальное распределение аппроксимируется одновершинной кривой, и у слагающих ее нормальных распределений не перекрываются только 50 %-ные интервалы:

.

Если бимодальность не связана с переменным положением гидрологического фронта, ее возникновение можно объяснить сложением гармонического процесса (в нашем случае — квазипериодических колебаний температурного режима) со случайным шумом, распределенным по нормальному закону. Вместе с тем преобладание одномодальных распределений температуры воды, близких к нормальному, свидетельствует о том, что изменения температуры воды после исключения годового хода преимущественно определяются полициклическими процессами с переменными фазами и периодами. Для выявления масштабов и относительного вклада этих процессов необходимо использовать материалы наблюдений, позволяющие получить непрерывные реализации во времени или по пространству — данные многосуточных станций, авиасъемок, судовых съемок температуры воды на протяженных галсах.

Измерения температуры воды на многосуточных станциях (с дискретностью 2 ч, реже — ежечасные) проводились главным образом в юго-западной части моря. При продолжительности станций от 10 до 30 сут на результатах расчетов структурных,^ автокорреляционных и спектральных функций сильно сказывается нестационарность рядов температуры воды. Только в периоды минимальной и максимальной энтальпии (соответственно в марте и августе) структурная функция выходит на стационарный уровень, причем время достижения этого уровня меняется в широких пределах, от 3 до 60 ч. В остальные месяцы года структурная функция неограниченно растет со временем, отражая тем самым сезонную изменчивость температуры воды.

Исключив низкочастотную составляющую с использованием известных методов фильтрации, можно судить о связности и короткопериодной изменчивости рассматриваемых рядов. Для нормированных автокорреляционных функций характерно быстрое убывание со временем. Уже при временном сдвиге 2—4 ч они становятся меньше 0,5, что позволяет считать соответствующие значения температуры воды практически независимыми. Наименьшая связность рядов характерна для горизонтов с максимальными градиентами температуры воды — сезонного термоклина. . По результатам спектрального анализа наиболее достоверно выделяются колебания с полусуточным периодом. Характерный пример графика спектральной плотности, включающего ее изменения по вертикали, показан на рис. 3.7 для многосуточной станции, выполненной в июле на крайнем юго-западе моря [385]. На поверхностном горизонте преобладают колебания с периодом более 1 сут (частично выходящие за пределы достоверного участка спектра), на всех глубинных горизонтах — полусуточные, наиболее вероятной причиной которых следует считать приливные явления.

Рис. 3.7. Распределение нормированной функции спектральной плотности по данным многосуточной станции в юго-западной части моря.

Для исследования вертикальной структуры колебаний температуры воды рассчитывались коэффициенты корреляции между соседними горизонтами с различными сдвигами по времени. В холодное время года коэффициенты довольно высоки, особенно в слое зимней конвекции при нулевом сдвиге, когда они превышают 0,9. Отсюда следует, что флюктуации температуры воды по вертикали в это время года тесно связаны, происходят однонаправленно и синхронно.

В теплое время года изменения температуры воды на соседних горизонтах практически не связаны, за исключением слоя ветрового перемешивания (0—10 м) и сезонного термоклина (20—30 или 30—50 м). Между этими слоями, а также глубинным слоем ниже термоклина, связь отсутствует. Таким образом, в рассмотренных масштабах (от 2 ч до 3 сут) изменения температуры в различных по вертикальному градиенту слоях в летний период следует считать независимыми. Дополнительным подтверждением этого факта является то, что на разных горизонтах возможны отклонения температуры разного знака от средней многолетней, сохраняющиеся длительное время [127].

Характерные значения колебаний температуры воды, обусловленных приливной изменчивостью, составляют 0,2—0,5°С в однородных слоях и до 1,0—1,5°С — в слое термоклина. Несмотря на сравнительно небольшую амплитуду, такие колебания необходимо принимать во внимание при оценках теплового состояния вод по данным океанографических съемок. С учетом этого рекомендуется при осреднении температуры воды в слое 0—200 м и расчетах энтальпии этого слоя использовать результаты наблюдений на океанографических станциях продолжительностью не менее 24 ч [127].

Изложенные результаты относятся к юго-западной части моря, однако немногочисленные данные наблюдений в других районах (северном Медвежинском) подтверждают выявленные закономерности. Здесь также наиболее отчетливо выражены полусуточные приливные колебания их максимальный размах приходится на сезонный термоклин.

Оценки пространственной изменчивости температуры воды менее однозначны, чем временной так как при этом труднее разделить детерминированные и случайные составляющие исследуемых рядов. В общем случае детерминированная составляющая содержит закономерные изменения температуры во времени (суточный, сезонный ход) и низкочастотный тренд, обусловленный изменением средней температуры в зависимости от координат. Если обрабатываемые данные получены в сравнительно короткие сроки, изменениями температуры воды во времени при расчетах пространственных корреляционных характеристик можно пренебречь Для исключения пространственного тренда следует либо прибегнуть к фильтрации рядов, либо ограничиться данными, полученными строго в пределах однородных водных масс. Далее приводятся результаты расчетов, выполненных при соблюдении этого последнего требования.

Анализировались данные непрерывной регистрации температуры поверхности моря на протяженных галсах, проводившейся в нескольких рей­сах НИС «Профессор Молчанов» и НИЛ «Отто Шмидт», материалы авиатермических съемок и карты температуры воды, построенные по результатам экспедиции «Барэкс-84» (в этом случае океанографическая съемка была выполнена в августе, при мало меняющемся поле температуры воды и в достаточно сжатый срок). Дискретность снятия данных по всем трем видам информации составляла  16 до 30 км длина рядов — от 300 до 800 км, что значительно больше интервала коррелированности.

Рис. 3.8. Пространственные нормированные автокорреляционные функции температуры воды в различные сезоны для теплой водной массы на поверхностном горизонте..

Рис. 3.9. Пространственные нормированные автокорреляционные функции температуры воды на различных горизонтах, летом для теплой и для холодной водной массы.

 В общем случае корреляционные функции даже при сохранении изотропности поля температуры воды могут получаться различными при изменении направления. В Баренцевом море это хорошо заметно в районах интенсивных квазипостоянных течении. В таких районах связность однозначно характеризуется заданием эллипса корреляции

.

 

Значение корреляционной функции в произвольном направлении φ для расстояния r может быть получено по формуле

.

На рис. 3.8, 3.9 показаны графики автокорреляционных функций, сгруппированных по сезонам и районам. Каждая из кривых получена путем осреднения группы из 6—15 графиков. В пределах этих групп корреляционные функции различались незначительно, поэтому можно считать, что осредненные кривые хорошо отражают основные особенности пространственной статистической структуры поля температуры воды в различные сезоны для однородных районов. Типизация была выполнена для трех периодов года (без строгого разделения на гидрологические сезоны) по поверхностному полю температуры в теплой водной массе (рис. 3.8), а для летнего периода — также и по трем глубинным горизонтам отдельно для теплой и холодной водных масс (рис. 3.9 а, 3.9 6).

На рис. 3.8 заметно увеличение радиусов корреляции от зимы к лету (от 100 до 150 км). Кроме того, в зимний период достаточно наглядно ’Проявляется анизотропность поля температуры.* радиус корреляции, полученный по измерениям вдоль струн основных течений, значительно больше, чем в перпендикулярном направлении. Аналогичная тенденция прослеживается и для летнего периода, но для выделения типовых кривых имеющихся данных недостаточно.

В холодной водной массе в летний период радиус корреляции для температуры поверхности моря значительно меньше, чем в теплой (около 95 км). Изменения корреляционных функций с глубиной для обеих водных масс сходны. Минимальные радиусы корреляции (75—85 км) отмечаются на горизонте 100 м, у дна они увеличиваются до 140—150 км.

Расчеты среднего квадратического отклонения температуры на галсах показали устойчивую тенденцию к уменьшению изменчивости температуры с глубиной. Это не совпадает с оценками временной изменчивости, согласно которым ее максимальные значения приходятся на слой сезонного термоклина, но следует иметь в виду, что ряды наблюдений на галсах несинхронны, и по ним нельзя установить вклад приливной составляющей, тогда как при анализе временных рядов он выявляется достоверно. Типичные значения средних квадратических отклонений температуры поверхности моря, характеризующие случайную составляющую пространственной изменчивости, для теплой водной массы летом составляют около 0,5 °С, а для теплой массы зимой и холодной массы летом — около 0,3 °С.

После исключения родового хода и короткопериодных колебаний (приливных, синоптических) в рядах температуры воды выявляются аномалии, сохраняющие свой знак, как правило, в течение нескольких месяцев [384]. Они определяют межгодовую изменчивость температуры воды и представляют большой интерес для гидрометеорологического, промыслового и ледового прогнозирования. Исследованию многолетних колебаний температуры воды, часто в комплексе с другими гидрометеорологическими характеристиками, посвящено большое количество работ. Наиболее достоверными считаются квазидвухлетние колебания [33]. Данные о более долгопериодных цикличностях сомнительны, так как при анализе климатической изменчивости температуры воды Баренцева моря авторы располагают единственной реализацией нестационарного случайного процесса, ограниченной во времени, характеризующей только атлантическую водную массу, содержащей пропуски и недостаточно достоверные значения. При этом выявляются наборы цикличностей (например, 2—3, 5, 7—8, 10—15, 18—20 лет), которые, по-видимому, могут быть получены с теми или иными вариациями по любой случайной выборке.

Не вызывает сомнения существование долгопериодных трендов температуры воды, но за период инструментальных наблюдений, составляющий около 80 лет, они были выражены слабо, и тоже могут быть установлены только для атлантической водной массы. Вместе с тем репрезентативной косвенной характеристикой многолетних изменений термического режима представляются колебания ледовитости Баренцева моря, которые рассматриваются в гл. 9