Погода в Мурманске из Норвегии

мурманская область

 

Часть I. Метеорологический режим. 9. Туман и ограниченная видимость

 

9.1. Условия образования туманов над морем

 

Туманом называется помутнение воздуха в приземном слое, вызванное взвешенными в нем каплями воды, ледяными кристаллами или их смесью, при горизонтальной видимости менее 1 км хотя бы в одном направлении [186].

По масштабам влияния на безопасность мореплавания при выполнении маневра на расхождение со встречными судами, особенно при сложной навигационной обстановке (прибрежные районы, многочисленные мелкие острова, отмели) туман имеет первостепенное значение. Опыт показывает, что туман, наблюдаемый 1 раз в месяц с продолжительностью 1 сут, может нанести больший экономический ущерб деятельности флота, чем «вспышки» кратковременных туманов в течение суток.

Простой судов в портах (П) из-за тумана за определенный интервал времени (месяц, декада) выражается формулой [400]

Принципы классификации туманов могут быть различными. По микроструктурным характеристикам выделяются капельно-жидкие, кристаллические, смешанные и туманы, состоящие из твердых частиц— дыма, пыли и других промышленных выбросов. По распределению в них капель разного размера — монодисперсные и полидиоперсные. По интенсивности туманы подразделяются: на слабые — с видимостью 500—1000 м, умеренные — с видимостью 100—500 м и сильные — с видимостью менне 100 м.

Основными принципами классификации туманов с целью их прогнозирования являются различия в физических процессах, приводящих к образованию туманов. Процесс насыщения воздуха в приземном слое атмосферы, как известно, обусловливается двумя причинами: либо понижением температуры воздуха, либо увеличением его влагосодержания. В связи с этим различают туманы охлаждения и туманы испарения. Выделение этих двух видов туманов на практике не представляет особых затруднений даже без специальных количественных расчетов. В зависимости от причины изменений температуры воздуха туманы охлаждения подразделяются на радиационные и адвективные, а туманы .испарения — на туманы испарения с поверхности водоемов и туманы испарения капель дождя, называемые также фронтальными.

Адвективные туманы, в свою очередь, подразделяются на:

— образованные вследствие адвекции теплой воздушной массы на холодную подстилающую поверхность,

— возникшие при опускании слоистых облаков до уровня земли,

— являющиеся результатом перемещения туманной массы от мест их образования.

Нередко в природе туман образуется в результате одновременного или последовательного действия двух или нескольких процессов. В этом случае могут быть смешанные виды туманов, например, адвективно-радиационные.

В отдельную группу выделяются туманы, связанные с деятельностью человека. Основной причиной их образования является увеличение влагосодержания воздуха и его задымленности в результате сгорания топлива в населенных пунктах.

Основным фактором образования туманов на море является адвекция. Процессы радиационного излучения при этом не играют заметной роли [247]. Изучению морских туманов, усовершенствованию методов их прогнозирования, разработке способов эффективной борьбы с ними, а также математическому моделированию процессов в пограничном слое атмооферы (ПСА) при туманообразовании посвящено значительное число как отечественных, так и зарубежных работ [243, 365, 366, 3871. Наиболее полный обзор их дан в монографии [186]. И все же, физические условия образования туманов в открытом море изучены в меньшей степени, чем в заливах, губах или на суше.

Впервые описание этого чрезвычайного явления сделано Билетом Г55], который назвал его испарением арктических морей, хотя туман наблюдается и на неарктических морях. Известны, например, туманы испарения на Балтике и Черном море, в Северной Атлантике и в морях Антарктического бассейна. Региональные исследования туманов выполнены в большинстве случаев на основе натурных данных и посвящены выявлению механизма возникновения зимних туманов испарения, из них значительное число работ относится к Кольскому заливу [58, 189, 294, 353, 356]. По данным гидрометеорологических, аэрологических и аэростатных наблюдений на береговых пунктах и экспедиционных судах подробно рассмотрено термодинамическое состояние ПСА в дни с туманами испарения на Кольском заливе и получены количественные оценки влияния различных метеорологических условий на процесс образования тумана, его интенсивность, продолжительность, мощность. Результаты этих исследований легли в основу метода прогноза туманов испарения [354— 358]. В работе [276] предложен новый подход к разработке метода прогноза зимних туманов испарения в губах и заливах Мурманского побережья с использованием дискриминантного анализа. 

Синаптические условия возникновения летних туманов испарения и охлаждения нд Баренцевом море рассмотрены в работе [404]. Туманы испарения в теплое время года образуются вблизи кромки льда или над холодными течениями, а затем переносятся на большие расстояния и могут удерживаться продолжительное время вдали от районов своего образования. Туманы охлаждения возникают как при теплой, так и при холодной адвекции воздуха. Когда температура воздуха выше температуры поверхностного слоя воды (T >Tω) } образуются туманы с адвекцией теплого воздуха, при противоположном соотношении температур— туман с адвекцией холодного воздуха. Однако принятое деление несколько формально, поскольку часто при тумане на море могут быть случаи, когда T =Tω.

Следует отметить также, что выводы в работе [404], касающиеся роли стратификации температуры и влажности в образовании туманов, а также аэрологические параметры, входящие в номограммы для его прогноза, получены по данным зондирования не в районах открытого моря, а в Кольском заливе. Возможно, поэтому авторская проверка этого метода прогноза тумана, например, в зоне гидрологического фронта в районе Надеждинско-Медвеживского мелководья, показала невысокую его оправдываемость. Следовательно, успешность прогноза туманов зависит от степени различий условий их образования в других районах (заливах) моря от условий в Кольском заливе. Недостатком всех работ, посвященных методам прогноза туманов на Баренцевом море, является слабая изученность гидрометеорологических условий непосредственно в зонах их образования.

Сведения режимного характера о туманах на Баренцевом море имеются в работах [66, 76, 181, 344, 345]. Наиболее полно повторяемость туманов во все месяцы года на акватории южнее 75° с. ш. дана в работе [181] по данным до 1960 г. Однако и в этой работе недостаточно сведений о пространственно-временных характеристиках туманов и их изменчивости.

В настоящей работе для выявления закономерностей пространственно-временного распределения туманов над морем, роли термодинамических факторов в их образовании использованы данные судовых гидрометеорологических наблюдений и аэрологического зондирования, полученные по комплексным научным программам «ПОЛЭКС», «Разрезы», «Баренц». При этом обработке и анализу подвергались наблюдения только при нахождении судна непосредственно в зоне тумана. Различия в вертикальных профилях средних значений, средних квадратических отклонений термодинамических параметров атмосферы в районах моря западнее и восточнее 33° в. д. оказались статистически незначимыми. Поэтому можно считать, что полученные вертикальные распределения температуры, влажности воздуха, ветра, характеристики турбулентного состояния атмосферы характерны для всей акватории моря.

Более интенсивная и частая адвекция теплых и влажных воздушных масс с Атлантики по сравнению с другими северными морями, в сочетании с своеобразным гидрологическим режимом создает свои особенности условий образования туманов на Баренцевом море. Атмосферные процессы, приводящие к возникновению туманов во все сезоны, хорошо согласуются с выполненной Б. А. Яковлевым типизацией направлений переноса воздушных масс при этом явлении (рис. 9.1, а). Независимо от сезона туманы чаще всего наблюдаются в гребнях повышенного давления, заключительных антициклонах, седловинах, а зимой — еще и в зонах теплых фронтов. Поэтому для зимних туманов охлаждения характерен более пониженный фон давления, чем для летних (табл. 9.1).

Таблица 9.1 Повторяемость атмосферного давления при туманах' и парении моря, %

Таблица 9.2 Повторяемость состояний неба при туманах над морем, %

Известно, что нет принципиальных различий в физической природе адвективных туманов и слоистых облаков, поэтому туман на горном склоне кажется облаком со станции в долине. Анализ состояний неба в день с туманом над морем показал, что адвективные туманы в 93—98 % случаев наблюдаются при пасмурном состоянии неба (табл. 9.2). Для туманов испарения состояние неба не является определяющим фактором. В дальнейшем все туманы, связанные с адвекцией, из упомянутой выше синоптической классификации, отнесены к адвективным, исключая туманы испарения.

По учащенным инструментальным наблюдениям за высотой нижней границы облачности (ВНГО) на Мурманском побережье рассмотрена динамика атмосферных процессов при переходе низкой облачности в туман и тумана в низкую облачность [233]. В 65 % случаев перед образованием тумана отмечается облачность нижнего яруса (табл. 9.3). После тумана повторяемость нижней облачности увеличивается до 77 %, а ясного неба уменьшается с 21 % до 9%. Снижение нижней границы облачности до подстилающей поверхности происходит постепенно и начинается за 2—3 ч до перехода в туман. В 94 % случаев переход облачности в туман происходит с высоты  ≤200 м (табл. 9.4). Туманы, возникающие при быстром снижении облачности с высоты 200— 300 м, как правило, неустойчивы и в течение 1—2 ч приподнимаются или рассеиваются.

Рис. 9.1. Направление переноса воздушных масс при возникновении туманов охлаждения (I, II),испарения (III, IV) (а) и повторяемость (%) туманов (б, в, г).

Таблица 9.3 Повторяемость состояний неба в день с туманом на побережье Мурмана, %

Таблица 9.4 Повторяемость ВНГО в последний срок перед переходом их ' в туман, %

 

Изменения метеорологических элементов у подстилающей поверхности в период, предшествующий снижению облаков до земли, противоположны по знаку их изменениям перед обратным переходом тумана в низкую облачность. Это снидетельствует о существенных различиях между термогигрометрическими состояниями приземного слоя воздуха перед снижением облачности и при поднятии тумана. Процессу перехода облачности в туман пред шествует понижение температуры воздуха в среднем на 2 °С, увеличение относительной влажности на 4 %, уменьшение или неизменное сохранение скорости ветра. Локальное понижение температуры воздуха приводит к дополнительной конденсации водяного пара в атмосфере. Уменьшение скорости ветра у земли и наличие задерживающего слоя на высоте препятствуют развитию турбулентного обмена, что в совокупности приводит к увеличению влагосодержания нижних слоев воздуха и снижению облачности до поверхности земли.

Чем выше относительная влажность воздуха, тем вероятнее возникновение тумана, хотя главную роль в этом играет не только влажность, но и непрерывный процесс ее постепенного возрастания или сохранения на высоком уровне. Над акваторией моря относительная влажность воздуха весь год сохраняется на высоком уровне, благодаря адвекции влаги с Атлантики, испарению и относительно невысокой температуре воздуха. Многократные переходы облачности в туман и обратно осуществляются без изменения относительной влажности. При однократном переходе облачности в туман или поднятии тумана четко выявляются соответствующие повышения или понижения относительной влажности. Если при переходе тумана в низкую облачность температура продолжает понижаться, то эта облачность существует кратковременно и снова переходит в туман, опустившись до подстилающей поверхности. Низкая облачность, как правило, по несколько раз в течение определенного периода существования облачности переходит в туман и обратно. Приподнятый туман чаще рассеивается, чем снова опускается до земли. Однократные переходы наблюдаются в малоградиентном поле давления, в седловине. В малоподвижных антициклонах при адвекции влаги с Атлантики по их западной или северной перифериям низкая облачность и туман могут существовать длительное время, нередко с выпадением моросящих осадков.

Многократные переходы фронтальной низкой облачности в туман и обратно обычно происходят в зонах слабовыраженных, размывающихся фронтов, медленно движущихся или меняющих направление своего движения, а также в заполняющихся циклонах с хорошо развитыми, обширными по площади и устойчивыми во времени облачными системами.

Известно, что у слоистой облачности St нижняя граница размыта и не имеет четких очертаний. При ее снижении происходит дополнительное ухудшение вертикальной, наклонной и горизонтальной видимости за счет подоблачной дымки. Поэтому в адвективных туманах горизонтальная видимость в 91—96 % случаев не превышает 500 м. Из них в половине случаев она меньше 200 м (табл. 9.5). Явление парения моря наблюдается чаще всего при видимости более 1 км. И только в 23 % случаев парения моря образуется туман испарения (т. е. видимость становится меньше 1 км).

Таблица 9.5 Повторяемость горизонтальной видимости в тумане и при парении моря, %

Таблица 9.6 Повторяемость температуры воды при туманах и парении моря, %

Таблица 9.7 Повторяемость температуры воздуха при туманах и парении моря, %

Одним из важнейших условий образования тумана на Баренцевом море является изменение температуры поверхности воды вдоль перемещающегося над ним воздушного потока. Адвективные туманы могут наблюдаться при температуре поверхности воды от —1,9 до 8°С зимой, и до 10 °С летом, но наиболее часто при значениях, близких к 0°С (табл. 9.6). Температура воздуха при этом может принимать любые, характерные для сезона значения (табл. 9.7).

 

Парение моря в преобладающем числе случаев наблюдается при температуре воды от —1,9 до 4°С и температуре воздуха ниже —10 °С. Туманы испарения в 94 % случаев наблюдаются при температуре воздуха от —10 до —20 °С. Летом туман испарения образуется в северных районах моря вдоль ледовой кромки. Здесь воздух настолько близок к насыщению, что незначительного понижения его температуры достаточно для возникновения процесса конденсации и образования тумана.

Известно, что для туманообразования имеют значение не только сама температура воды Tω и воздуха T но и их разность Tω—Т. В Баренцевом море независимо от сезона благоприятными для образования адвективных туманов являются значения разности Tω—Т от —4 до 4°С (64 % случаев зимой, 90% летом). Туманы испарения, как и явление парения, наиболее вероятны при разности Tω—T больше 12 °С (табл. 9.8).

Однако и разность Tω — Т не является единственной причиной возникновения тумана. Большую роль играют характер термической стратификации воздушной массы, скорость ветра, влагосодержание воздуха, шероховатость подстилающей поверхности. Сочетания этих факторов создают большое разнообразие условий формирования туманов.

Рис. 9.2. Вертикальные профили температуры воздуха Г°, скорости ветра V м/с и относительной влажности / % в холодный (а) и теплый (б) периоды

Таблица 9.8 Повторяемость разности температур вода—воздух при туманах и парении моря, %

Таблица 9.9 Повторяемость стратификаций температуры в ПСА в зависимости от типа тумана, %

Анализ термодинамической структуры атмосферы над морем с учетом всех состояний, полученный по данным судового зондирования (рис. 9.2) показал, что в среднем вертикалЪное распределение температуры в ПСА характеризуется слабым понижением ее с высотой (γ ≤0,4°С/100 м). Известно, что слои с такими вертикальными градиентами относятся к задерживающим. Зимой замедленное понижение температуры с γ ∼0,2°C/100 м наблюдается в слое 500—1000 м, а летом — во всем пограничном слое.

Задерживающие слои при туманах отмечаются в 70% случаев зимой и в 97 % летом (табл. 9.9). Адвективные туманы могут наблюдаться как с приземными, так и с приподнятыми задерживающими слоями. Туманы испарения — либо с приподнятыми задерживающими слоями (68%), либо при понижении температуры с высотой (32%). Летом приподнятые задерживающие слои располагаются ниже, чем зимой. Основными характеристиками инверсий являются их мощность, глубина и интенсивность. Под мощностью задерживающего слоя понимается расстояние по высоте между его нижней и верхней границами (ΔН км), под глубиной инверсии — перепад температуры в инверсионном слое (Δ Т°С), а под интенсивностью — отношение ΔТ/ΔН, или градиент температуры в задерживающем слое. Мощность их может изменяться в широких пределах (табл. 9.10). Интенсивность приподнятых задерживающих слоев больше, чем приземных, так как в последних наиболее распространен тип изотермического распределения температуры с высотой. Случаи появления тумана при неустойчивой стратификации атмосферы связаны с процессами смещения зон туманов, сформированных у ледовой кромки, и снижения нижней границы фронтальной облачности до поверхности моря.

Независимо от сезона образование туманов охлаждения связано с адвекцией тепла, а туманов испарения — с устойчивой адвекцией холода (см. рис. 9.2). Адвекция тепла в ПСА при туманах, как и средний теплоперенос в атмосфере, зимой больше, чем летом. Адвективное повышение температуры зимой составляет 3,5 °С у поверхности моря и достигает максимума (5°С) на уровне 500 м. Адвекция тепла обеспечивается западным и югозападным переносом теплых и влажных воздушных масс с Атлантики и с юга европейской части СССР (рис. 9.3). Летом повышение температуры к моменту возникновения тумана менее значительно по сравнению с зимой и составляет 0,7 °С у поверхности моря и 3,5 °С на уровне 500 м.

Рис. 9.3. Розы ветра на различных высотах над морем в теплый (а) и холодный (б) периоды

Таблица 9.10 Средние и экстремальные характеристики задерживающих слоев в периоды с туманами над морем

 Для образования тумана испарения необходимо понижение температуры во всем ПСА на 9—12 °С. Адвекция холода, предшествующая возникновению тумана испарения, осуществляется при вторжениях холодного арктического воздуха по полярным и ультраполярным траекториям из центрального и восточного секторов Арктики.

Вертикальное распределение скорости ветра в ПСА над морем в среднем характеризуется интенсивным ростом ее в нижнем 300-метровом слое с максимумом на уровне 200—300 м (см. рис. 9.2). Выше этого уровня скорость ветра мало меняется с высотой либо медленно возрастает. Это обусловлено главным образом быстрым ослаблением динамического влияния подстилающей поверхности, вследствие ее малой шероховатости, а также уменьшением термической устойчивости пограничного слоя атмосферы зимой над незамерзающей частью моря. Другой важной особенностью вертикального распределения скорости ветра является то, что его логарифмический характер сохраняется не только в приземном слое, но и вплоть до высоты 300 м, что значительно выше, чем в других географических районах [30].

Таблица 9.11 Повторяемость скорости ветра у поверхности моря при туманах разного типа, %

Таблица 9.12 Повторяемость относительной влажности у поверхности моря при туманах, %.

Таблица 9.13 Повторяемость дефицита точки росы у поверхности моря во время тумана, %.

От зимы к лету происходит уменьшение средней скорости ветра и среднего квадратического отклонения ее значений за отдельные годы от среднего многолетнего на 1,0—1,5 м/с во всем ПСА. Сезонные различия в профиле обусловлены тем, что зимой и весной горизонтальные барические градиенты в 2—3 раза больше, чем летом. Наличие больших барических градиентов зимой (в штормовые периоды они достигают 5—6 гПа на 1° меридиана) определяется в значительной мере большими контрастами температуры, создающимися на границе суши и незамерзающего моря. Воздушные массы над материком в холодный период года при малом притоке солнечной радиации сильно охлаждаются, тогда как над морем температура воздуха значительно выше, благодаря теплому течению Гольфстрим. Горизонтальные температурный и барический градиенты здесь достигают зимой наибольших значений и действуют в одном направлении, способствуя повышению скорости ветра.

Различия в профилях ветра в западном и восточном районах моря невелики в нижнем 500-метровом слое и возрастают к верхней границе ПСА до 0,8 м/с летом и до 1,4 м/с зимой. Причем зимой на высотах скорости больше в восточном районе, летом — в западном. Последнее связано в первую очередь с разной географической локализацией зон активного фронтогенеза у поверхности Земли и на высотах. Усилению ветра зимой у восточной границы моря способствует также орографическое воздействие Новоземельского хребта. Летом, когда Баренцево море находится под воздействием гребня полярного антициклона, наиболее сильные ветры наблюдаются в западных районах моря, в зоне взаимодействия антициклона с проходящими циклоническими образованиями.

Скорости ветра при туманах над морем варьируют в широких пределах, отмечаются даже штормовые (табл. 9.11). Однако продолжительность существования туманов тем больше, чем меньше скорость ветра. Вертикальный профиль скорости ветра при туманах по характеру аналогичен ее среднему многолетнему профилю. При этом туманы испарения наблюдаются при пониженном, а адвективные туманы— при повышенном уровне скорости по сравнению с ее многолетними значениями на соответствующих высотах. На уровне максимального переноса это превышение составляет 7—8 м/с (см. рис. 9.2).

Выше отмечено, что одним из основных условий, необходимых для образования тумана, является достаточно высокое влагосодержание приводного слоя воздуха и инверсия влаги в ПСА. Относительная влажность воздуха у поверхности моря как в холодное, так и в теплое время года в 95—98 % случаев составляет более 85 % (табл. 9.12).

 

 

Профиль влажности при туманах имеет те же особенности, что и ее средний многолетний профиль. Однако влажность в нижнем 400-метровом слое зимой при адвективных туманах на 10 % больше средней многолетней. При туманах испарения и адвективных туманах летом эта разница заметно меньше, причем на высотах меньше, чем у подстилающей поверхности. Выше уровня 400 м уменьшение влажности при туманах происходит быстрее, чем в среднем профиле, Последнее свидетельствует о существенном вкладе влаги за счет испарения в формирование профиля влажности при туманах.

О высоком влагосодержании приводного слоя воздуха при туманах свидетельствует также распределение повторяемости дефицитов точки росы (разности между фактической температурой воздуха Т и точкой росы Td, т. е. той температурой, при которой воздух достигает состояния насыщения по отношению к воде при данном содержании водяного пара и неизменном давлении) (табл. 9.13). Независимо от сезона адвективные туманы в 95 % случаев наблюдаются при значениях Т—Td у поверхности моря менее 2 °С, а в 63—69 % менее 1 °С, что соответствует состоянию, близкому к насыщению. Последнее особенно характерно для фронтальных туманов, так как здесь действие механизма туманообразования поддерживается дополнительным увлажнением воздуха выпадающими осадками.

 

В. В. Россов [308], рассматривая образование слоистой облачности и туманов над гидрологическими фронтами, оценил расстояние, на котором температура теплого воздуха, поступающего на холодную поверхность моря, опустится ниже точки росы при различных сочетаниях начальных значений относительной влажности и разности температур воздуха и воды. Получено, что при типичных для морских условий значениях относительной влажности более 80 % и малых значениях разности температур воздуха и поверхности воды точка росы достигается над холодной водой на сравнительно небольшом расстоянии от фронта. Но при больших значениях разности температур на гидрологическом фронте и широкой фронтальной зоне туман или слоистые облака могут возникать и над самой фронтальной зоной. Следует заметить, что в работе [62], в которой выполнен более строгий анализ условий возникновения адвективных туманов, ширина переходной зоны для средних условий оценивается в 25 км, что близко к данным, приведенным в работе [308].

Немаловажное значение для образования тумана имеет турбулентное состояние ПСА. В результате атмосферной турбулентности происходит вертикальный обмен свойств воздуха, от нее зависят распространение и распределение в атмосфере водяного пара, тепла, порывистость и суточный ход ветра, особенности форм облаков, рассеяние туманов и многое другое. Для оценки турбулентного состояния атмосферы использовано число Ричардсона (Ri), определяемое по известной формуле [205].

Независимо от сезона ПСА над морем характеризуется активным турбулентным обменом в нижней его части (рис. 9.4). Повторяемость значений Ri < 1, означающих активный турбулентный обмен, достигает 70—80 % в слое 0—100 м. С высотой турбулентность ослабевает. Высота наиболее турбулентного слоя примерно соответствует уровню максимума скорости (200—300 м). В целом атмосфера Баренцева моря характеризуется пониженной турбулентностью по сравнению с сушей и открытой водной поверхностью в умеренных широтах [205].

Сравнение турбулентного состояния ПСА в средних условиях и при туманах показало, что туманы обычно образуются при слабом турбулентном обмене. Если средняя повторяемость чисел Ri>4 в слое 0—500 м составляет 6—9%, то при туманах увеличивается до 30%. Известно, что слои со значениями Ri>4 являются слоями, «задерживающими турбулентный обмен» и образуются в результате адвекции тепла. Когда поступающий теплый воздух охлаждается снизу от холодной поверхности воды, возникает инверсия, в результате чего перенос субстанций (количества движения, тепла, водяного пара) замедляется и они концентрируются под задерживающим слоем. К моменту появления тумана в нижнем 300-метровом слое вдвое увеличивается повторяемость случаев со слабым турбулентным обменом ( К < Ri< 4 ).

Таким образом, над акваторией Баренцева моря под влиянием больших горизонтальных контрастов температуры между сушей и морем и активной циклонической деятельности адвективный фактор оказывает большее влияние на образование туманов, чем турбулентность. Использование судовых гидрометеорологических наблюдений и температурно-ветровое зондирование ПСА над морем впервые позволило получить количественные характеристики его структуры и выявить особенности термодинамического состояния, благоприятствующие образованию туманов.

Рис. 9.4. Повторяемость чисел Ричардсона Ri в слоях атмосферы над морем (год), %

 

9.2. Пространственно-временная характеристика туманов

 

Наиболее часто благоприятные для образования туманов условия создаются на севере (60— 80 сут в год) и особенно северо-западе моря над холодными Восточно-Шпицбергенским и Надеждинско-Медвежинским течениями (о. Надежды, 92 сут). Как показано в гл. 7, вблизи гидрологического фронта в Надеждинско-Медвежинском районе наблюдается область повышенной повторяемости нижней облачности и интегрального влагооодержания ПСА. При высоком влагосодержании воздуха низкая подфронтальная облачность здесь чаще, чем в других районах сливается с туманом или опускается до поверхности воды. До 85 сут с туманами за год наблюдается в юго-восточном районе моря, где большие контрасты Tω—Т возникают при выносе льдов из Карского моря в зоны взаимодействия их с теплыми водами Мурманского течения. Известно, что повторяемость туманов возрастает с ростом количества льда и достигает максимума при ледовитости 6—9 баллов. При сплоченности льда 10 баллов и над припаем повторяемость туманов уменьшается и становится такой же, как при 4—5-балльном льде [293]. Реже всего туманы наблюдаются в юго-западных районах у берегов Скандинавии (17—18 сут в год), где контрасты температуры «вода—воздух» наименьшие, вследствие отепляющего действия водной поверхности моря. Относительно мало туманов вдоль западного берега Новой Земли, где туманообраэованию препятствуют сильные орографические ветры. На участке побережья от Русской Гавани до Малых Кармакул, характеризующемся наиболее высокой повторяемостью холодных стоковых ветров (боры), годовое число дней с туманом, не превышает 20—40, в то время как в других местах побережья Новой Земли достигает 60 (табл. 9.14). Максимальное число дней с туманом за год составляет 140 в северных и северо-западных районах, 100—120 в Печорском море. У побережий Скандинавии и Мурмана оно не превышает 28, в районах с сильным ветром у Новой Земли — от 35 до 75.

Годовой ход числа дней с туманом однотипен повсеместно и характеризуется летним максимумом (июнь—август) и зимним минимумом (декабрь—февраль) (рис. 9.5). Увеличению туманов летом благоприятствуют наибольшие в году отрицательные разности температур вода—воздух [19], значительное испарение в условиях интенсивной инсоляции [173], а также максимум влажности воздуха не только у поверхности моря, но и интегральных значений тепло- и влагосодержания тропосферы и горизонтальных потоков влаги.

 Зимой повторяемость туманов повсеместно не превышает 1—2 %. В среднем за месяц наблюдается менее 1 сут с туманом вдоль побережья Скандинавии и Мурмана, западного берега Новой Земли, 1—2 сут в северных и северо-западных районах моря, 2—5 сут в Печорском море. В отдельные годы туманы зимой вообще не образуются. В годы, когда условия, благоприятные для туманообразоваиия зимой, возникают наиболее часто, число дней с туманом возрастает до 2—4 за месяц в юго-западной части моря, до 10 — на юговостоке и 17 — в северных районах. 

Таблица 9.14 Число дней с туманом.

Доля летних туманов в их годовой сумме составляет в среднем 45—55 % в южных районах и увеличивается до 80 % в северных. Пространственное распределение туманов летом характеризуется увеличением их повторяемости с юго-запада на северо-восток. Область повышенной повторяемости туманов занимает северную половину моря, опускаясь языком в восточной части до 72° с. ш. (см. рис. 9.1). Повторяемость туманов в этой области возрастает от июня (15%) к августу (25%).

Среднее за месяц число дней с туманом составляет 13—20, а в отдельные годы может достигать 28. В юго-западной части моря в июле—августе отмечается 10—12 сут с туманом. Наблюдаются они в основном при западном переносе и преимущественно вдоль побережья. Однако над островами и над входом в фьорды число дней с туманом уменьшается до 4—6 за месяц (Вардё). Амплитуда годового хода числа дней увеличивается от югозападной границы моря (4—6 сут) к северной (15—18 сут) приблизительно в 3 раза.

Между числом дней с туманами, их повторяемостью и суммарной продолжительностью отмечается тесная корреляционная связь. По одному из этих параметров (см. табл. 9.14, 9.15), можно с помощью рис. 9.6 определить остальные для любого месяца и района моря. Например, при числе дней с туманами за месяц, равном 5, их повторяемость составит в среднем 4 %, а суммарная продолжительность — 25 часов. Можно определить и среднюю продолжительность этого явления в день с туманом, разделив суммарную продолжительность туманов на число дней с туманами.

Благодаря тесной корреляции между рассматриваемыми характеристиками туманов, закономерности пространственно-временных распределений суммарной продолжительности и повторяемости их аналогичны закономерностям, свойственным числу дней с туманами (см. рис. 9.5). В районах моря с благоприятными для туманообразования условиями (Надеждинско-Медвежинекое мелководье, Печорское море) средняя годовая суммарная продолжительность туманов достигает 500 ч, а максимальная— 1000 ч, в районах с минимальной повторяемостью туманов (юго-запад, побережье Новой Земли) она в 5 раз меньше (100 ч и 200 ч соответственно).

Непрерывная продолжительность одного случая тумана, наблюдаемого в той или иной точке моря, может меняться в широком диапазоне — от нескольких суток до получаса. От 40 до 60 % всех туманов имеют непрерывную продолжительность не более 3 ч даже в летние месяцы, когда туманы наиболее устойчивы. Зимние туманы, независимо от происхождения, очень неустойчивы и быстро рассеиваются при усилении ветра или переносятся в другие районы. При тумане, принесенном с полыньи, сконденсированная влага может частично превратиться в мелкие снежные крупинки, поэтому при значительном ветре такой туман часто принимают за низовую метель [247]. Максимальная непрерывная длительность сохранения тумана зимой не превышает 20—24 ч. Непрерывная продолжительность периодов с туманами зимой в среднем за месяц составляет 0,1—0,2 ч в юго-западной части моря и вдоль закладного побережья Новой Земли, 2—5 ч в северных и около 7 ч в юго-восточных районах моря.

Летом туманы более продолжительны и в отдельных случаях их длительность может достигать 3—5 сут. Средняя за месяц непрерывная продолжительность тумана летом колеблется от 9—10 ч в северной половине моря (Земля Франца-Иосифа, о. Медвежий, север Новой Земли) до 4—6 ч на юго-западе, 6—8 ч в южной части Новой Земли и в Печорском море.

Рис. 9.5. Годовой ход числа дней (а) и средней непрерывной продолжительности периодов с туманом (б).

Рис. 9.6. Связь повторяемости туманов с их суммарной продолжительностью (/) и числом дней с туманом за месяц (2), %.

Таблица 9.15 Суммарная продолжительность туманов, ч.

 

9.3. Ограниченная видимость

 

По масштабам влияния на безопасность мореплавания ограниченная видимость уступает, быть может, только ветру. Изменения горизонтальной видимости на море происходят под действием многих атмосферных явлений: тумана, мглы, дымки, атмосферных осадков, парения моря, водяной пыли (брызг), связанной с волнением. Последнее обстоятельство может привести к весьма существенному ухудшению видимости, так как при достижении ветром скорости 15—17 м/с происходит скачкообразное увеличение массы срываемых брызг. При большой интенсивности этих атмосферных явлений суда часто оказываются вынужденными уменьшить скорость до безопасной с целью своевременного обнаружения и расхождения со встречными судами или прохождения районов со сложной навигационной обстановкой (многочисленные мелкие острова, подводные рифы, банки, отмели).

В настоящее время радиотехнические средства и методы судовождения существенно ослабили влияние изменений дальности горизонтальной видимости на скорость движения судов. Тем не менее они не дают оснований считать хорошую и плохую видимость равнозначной, хотя бы потому, что при некоторых атмосферных процессах, уменьшающих дальность горизонтальной видимости, ухудшается также работа судовых радиолокационных станций (РЛС).

На дальность обзора РЛС оказывают влияние особенности вертикального распределения температуры и относительной влажности воздуха, которые обусловливают существование слоев воздуха с различной плотностью. Дальность обнаружения различных надводных объектов сильно изменяется также в штормовых условиях, когда над волнами несется масса водяной пыли, а воздух отличается высокой относительной влажностью [400]. Атмосферные явления, ухудшающие дальность горизонтальной видимости, также в большей или меньшей степени ослабляют эхо-сигналы, отраженные от встречных судов. Особенно аильное ослабление их происходит при интенсивном ливневом дожде и выпадении снега «зарядами». В тех случаях, когда в плотных и густых туманах визуальная видимость не превышает 30 м, а температура воздуха около 0°С, дальность радиолокационного обнаружения судов и других объектов снижается на 45—50 % по сравнению с нормальными условиями. Особую опасность ограниченная видимость представляет в условиях полярной ночи.

Рис. 9.7. ГК/вторяемоеть горизонтальной видимости по града циям (а) и в зависимости от высоты облаков (б), %.

В западном секторе Арктики дальность горизонтальной видимости изучена слабо. В Авиационно -  климатическом справочнике Западной Европы [4] приведены средние месячные (за 10-летний период) статистические характеристики горизонтальной видимости на островных метеорологических станциях Надежда и Медвежий. Сравнительно полные данные об ограниченной видимости над морем имеются в Комплексном гидрометеорологическом справочнике [1811. содержащем ряд характеристик, полученных по данным береговых и островных метеорологических станций и судовым наблюдениям за видимостью в светлое время суток с февраля по октябрь. Повторяемость видимости менее 4 км на акватории моря севернее 75° с. ш. приведена лишь на картах с июля по октябрь.

Новые режимные характеристики ограниченной видимости получены нами с использованием всех •имеющихся судовых и береговых наблюдений по 1980 г. Кривые распределения видимости мало меняются в течение года (рис. 9.7). Характерной их особенностью является преобладание хорошей (более 4 км) видимости во все сезоны и во всех районах моря. Видимость ^ 2 км, ограничивающая мореплавание, возможна, в среднем за год, на севере в 14—18 % случаев, на юго-западе и юго востоке — .в 10% и менее. В центральной части моря повторяемость ее несколько больше и составляет 18—20%. Характер кривых распределения горизонтальной видимости и закономерности ее пространственно-временного распределения на море определяются особенностями возникновения ухудшающих ее атмосферных явлений. Преобладающая роль тех или иных явлений в уменьшении горизонтальной видимости зависит от сезона и района моря. Наиболее часто видимость зимой уменьшается при метелях, выпадении снега и парении моря, летом — при туманах, подоблачной дымке нижней облачности, мороси, осадках (рис. 9.8).

Рис. 9.8. Повторяемость ограниченной видимости при различных атмосферных явлениях, %.

Таблица 9.16 Число дней с метелями.

Среднее число дней с метелями за год (табл. 9.16) в отдельных районах в 2—3 раза больше, чем с туманами. На севере моря- (Нагурское) это связано не только с частым возникновением метелей, но и с большей, чем на юге, продолжительностью метелевого периода. Практически метели возможны здесь круглый год, хотя в ,нюле—августе бывают не ежегодно. Над незамерзающей юго-западной частью моря метели также наблюдаются в несколько раз чаще, чем туманы (Цыл-Наволок). На юго-востоке различия между годовым числом дней с метелями и числом дней с туманами уменьшается, а над НадеждинскоМедвежинским мелководьем их соотношение меняется на обратное.

Зимой область наибольшей повторяемости ограниченной видимости, обусловленная фронтальными осадками и метелями, располагается в центральной части моря, где развивается активная циклоническая деятельность на арктическом фронте. В январе уменьшение видимости здесь до ≤ 2 км из-за метелей и снегопадов наблюдается приблизительно в 30% случаев (рис. 9.9). Из них в половине случаев (15 %) дальность видимости составляет ≤ 1 км (рис. 9.10). Из этого следует, что видимость от 1 до 2 км и ≤ 1 км равновероятна при метелях с выпадением снега. Зимние снегопады носят в основном ливневой характер. Осадки в виде «зарядов> приводят к кратковременным, но частым, а иногда и к сильным ухудшениям видимости (до 50 м и менее). Повторяемость зимних осадков теснее коррелирует с повторяемостью видимости ≤ 2 км (г=0,90), чем с видимостью ≤ 1 км (г=0,82). На гористых островах и побережьях условия видимости могут отличаться от тех, что наблюдаются на море, особенно зимой. Они в значительной мере зависят от местных орографических условий, влияющих на повторяемость метелей, так как она тесно связана с ветровым режимом.

Весной повторяемость ограниченной видимости меньше, чем зимой, на 5—10%. Обусловлено это тем, что одновременно с ослаблением циклонической деятельности уменьшается повторяемость осадков и метелей, особенно в южной части моря. Повторяемость же туманов в это время возрастает лишь незначительно по сравнению с зимой. Поэтому и соотношение повторяемостей видимости ≤ 2 км и ≤1 км сохраняется приблизительно как 2:1. Область наибольшей повторяемости ограниченной видимости перемещается на север вместе с ледяной кромкой, с которой связаны зоны наиболее частого туманообразования, хотя образовавшиеся у ледяной кромки туманы могут переноситься ветром на большие расстояния, ухудшая видимость на всем пути перемещения.

Рис. 9.9. Повторяемость горизонтальной видимости ^ 2 км, %.

Летом основной причиной ухудшения видимости являются туманы (в 95% случаев). Поэтому характеры пространственного распределения повторяемости плохой видимости и туманов близки (см. рис. 9.9, 9.10, сравните с рис. 9.1). В июле область наибольшей повторяемости их охватывает всю северную половину моря, где в это время процессы разрушения ледяного покрова наиболее активны, и спускается двумя небольшими «языками> в районе холодного Надеждинско-Медвежинского течения и у побережья Новой Земли (см. рис. 9.9, в). Видимость ≤ 2 км наблюдается здесь более чем в 30%, при этом в 20—25 % случаев она снижается до 1 км и менее. Таким образом, по сравнению с зимним сезоном летом возрастает доля видимости ≤ 1 км в общей повторяемости плохой видимости (≤2 км). Объясняется это тем, что в отличие от зимы видимость 1—2 км и видимость ≤ 1 км летом обусловлены разными атмосферными явлениями. Туман, как атмосферное явление, отмечается лишь пр« пороге видимости ≤ 1 км и, следовательно, может полностью определять повторяемость такой дальности видимости, в то время как видимость от 1 до 2 км не зависит от этого явления погоды и отмечается главным образом при дымке, осадках. Соотношение повторяемостей видимости указанных градаций подтверждает доминирующую роль туманов в ухудшении видимости на море летом, по сравнению с дымкой, осадками и другими атмосферными явлениями.

Осенью уменьшение числа дней с туманами и их продолжительности при сравнительно редких еще метелях и снегопадах приводит к наименьшей в году повторяемости плохой видимости. По географическому положению области повышенной повторяемости видимости ≤ 2 км, ≤ 1 км близки к зимним и занимают центральную часть моря. Повторяемость видимости ≤ 2 км составляет здесь 15%. Соответственно уменьшается и повторяемость дальности видимости ≤ 1 км (до 7 %).

Распределение повторяемости видимости ≤0,5 км на море имеет в основном те же закономерности, что и распределение повторяемости видимости ≤ 1 км и ≤ 2 км, так как являясь интегральными характеристиками, они тесно связаны между собой. Коэффициент корреляции повторяемости видимости ≤ 0,5 км с видимостью ≤1 км составляет 0,92, а с видимостью ≤ 2 км — 0,75.

Рис. 9.10. Повторяемость горизонтальной видимости ^ 1 км, %.

 Выявленные сезонные закономерности пространственного распределения повторяемости ограниченной видимости разного уровня и тесные корреляционные связи между ними позволяют выделить на акватории моря районы, различающиеся характером годового хода повторяемости ограниченной видимости. Первый район включает в себя акваторию моря севернее 75° с. ш. (рис. 9.11). Максимум повторяемости ограниченной видимости здесь приходится на лето (35%). Минимум может наблюдаться в любое время с ноября по май, но наиболее вероятен в мае (10%). Районы моря южнее 75° с. ш. характеризуются годовым ходом повторяемости ограниченной видимости, противоположным тому, что отмечается на севере. Наиболее часто плохая видимость наблюдается здесь зимой, реже всего — весной и осенью. Летом возможен вторичный максимум повторяемости ограниченной видимости, который в юго-западной части моря мало уступает зимнему (рис. 9.11, квадрат моря XVIII), в центральной части моря он вдвое меньше зимнего (квадрат XVI), в юговосточных районах выражен еще слабее или совсем отсутствует (квадрат XIX).

Особенности годового хода повторяемости ограниченной видимости над морем обусловлены не только характером годового хода атмосферных явлений, но и их интенсивностью. На севере моря число дней с туманами в июле в среднем такое же, как и число дней с метелями в январе. Однако интенсивность метелей и осадков зимой здесь не так значительна, чтобы ухудшить видимость до такой же степени, какая отмечается при густых и плотных туманах летом.

В южной половине моря метели часто сопровождаются выпадением 'интенсивных осадков, к тому же число дней с метелями зимой в несколько раз больше, чем с туманами в период их наибольшей повторяемости (июль—август).

Суточный ход ограниченной видимости также обусловлен характером временного хода атмосферных явлений. Зимой суточный ход повторяемости ограниченной видимости практически не выражен, так как основным фактором ее ухудшения являются фронтальные осадки и метели, время прохождения которых не зависит от времени суток. Летом основной причиной ухудшения видимости являются туманы, поэтому в соответствии с их суточным ходом увеличение повторяемости плохой видимости наблюдается в утренние (3—9 ч), а уменьшение — в послеполуденные часы (см. ряс. 9.11)

Рис. 9.11. Годовой (а) и суточный (б) ход повторяемости ограниченной видимости, %.

 Степень ухудшения видимости зависит' также и от высоты нижней границы (ВНГО) и формы облачности. Ранее было отмечено, что у слоистой облачности (St) нижняя граница размыта и не имеет четких очертаний. У слоисто-кучевой облачности (Sc), наоборот, очертания нижней границы очень отчетливы. Это говорит о том, что толщина нижней размытой части у St больше, чем у Sc. Соответственно в St больше и слой подоблачной дымки, в результате чего чаще происходит ухудшение вертикальной, наклонной и горизонтальной видимости. Наибольшие ухудшения видимости наблюдаются в тех случаях, когда снижение облачности сопровождается выпадением осадков.

Распределение повторяемости горизонтальной видимости в зависимости от высоты облаков над морем представлено на рис. 9.7 б. Независимо от  района моря при высоте облаков ≤ 50 м чаще всего происходит уменьшение видимости до  ≤ 0,5 км. С повышением высоты нижней границы облачности видимость значительно улучшается. При высоте облаков 200—300 м преобладает хорошая видимость (в 80 % случаев). В северных районах моря повторяемость низкой слоистой облачности значительно больше, чем у южного побережья, причем летом она больше, чем зимой (см. рис. 7.13). Последнее является одной из причин летнего смещения зоны плохой видимости в северные районы  моря.

 При метеорологическом обеспечении полетов на малых высотах над морем, выполнении морских транспортных перевозок прогноз видимости даже на один ближайший час может 'быть решающим для дальнейшего плана транспортной операции. Поэтому вероятностная оценка продолжительности сохранения ограниченной видимости имеет Важное практическое значение.

Непрерывная продолжительность ограниченной видимости обусловлена продолжительностью атмосферных явлений, ее ухудшающих, и изменяется в широких пределах: от нескольких минут до 1—2 сут. Наиболее продолжительно сохраняется ограниченная видимость во время туманов и обложных дождей, мороси, подоблачной дымки, низких слоистых облаков. В теплое время года видимость ухудшают в основном туманы, поэтому все приведенные выше сведения об их устойчивости во времени в равной мере относятся и к характеристике непрерывной продолжительности видимости ≤ 0,5 км и ≤ 1 км.

Средняя продолжительность периодов с ограниченной видимостью тем больше, чем выше предел видимости. На южном побережье для значений видимости ≤ 2 км она составляет 5—7 ч. Максимальная длительность одного периода, наблюдаемая на южном побережье в районе Канина Носа, достигает 33 ч весной, 21 ч — в остальное время года. Наименее продолжительна видимость ≤ 0,5 км, особенно зимой, когда ее ухудшение происходит за счет осадков «зарядами». Обильные осадки «зарядами» в холодное полугодие выпадают при вторжениях «ныряющих» циклонов с Атлантики [402]. Интенсивность осадков «зарядами» зависит от вертикальной . неустойчивости арктического воздуха, т. е. от разности температур вода—воздух. Наибольшие разности отмечаются в первую половину зимы (ноябрь—январь). На этот же период времени приходится наибольшая интенсивность осадков «зарядами» и повторяемость периодов с ограниченной видимостью малой продолжительности (табл. 9.17).

Для расчета непрерывной продолжительности различной обеспеченности кривые распределения периодов с ограниченной видимостью аппроксимированы уравнением вида

.

Для спрямления кривых распределения периодов с ограниченной видимостью использована билогарифмическая сетка (рис. 9.12). Согласно рекомендации А. С. Марченко и Т. Н. Анисимовой (1964), с помощью этой сетки можно выполнять анализ кривых распределения периодов различной длительности многих опасных для авиации явлений погоды, как это сделано для Кольского полуострова в [232].

Кривые распределения непрерывной продолжительности периодов строились отдельно для значений видимости ≤ 0,5 км; ≤ 1 км, ≤ 2 км, ≤ 4 км. На рис. 9.12 а, в качестве примера, приведено распределение непрерывной продолжительности периодов с ограниченной видимостью по наблюдениям на побережье Мурмана. Вследствие того, что для их построения использованы нормированные (на соответствующую среднюю х) значения, непрерывной продолжительности, группировка точек на графике для всех градаций видимости не зависит от сезона и местоположения станции. Особенно кучно точки лежат в правой части графика при больших значениях х/х', т. е. где х >> х' . В левой части графика, в области относительно малых значений х/х, где х << х' , рассеяние точек больше. Последнее свидетельствует о большей неустойчивости периодов с ограниченной видимостью малой продолжительности, а следовательно, и о большей погрешности в расчетах на этом участке кривой распределения. Однако драктическая значимость их меньше, чем продолжительных периодов с ограниченной видимостью.

Таблица 9.17 Повторяемость ограниченной видимости различной непрерывной продолжительности. Канин Нос, %.

Сопоставление кривых распределения, построенных отдельно для районов побережья Мурмана, Печорского моря и Новой Земли показало, что для определенных пределов видимости различия между кривыми разных сезонов, а также между кривыми в указанных районах моря в один и тот же сезон незначительны.

В связи с тем, что максимальное расхождение по оси ординат между значениями Р на крайних кривых не превышает 10%, была построена одна типовая кривая, средняя для всех значений видимости ≤ 4 км, сезонов и указанных районов моря. Аналитическое выражение ее имеет вид

.

 

По типовой кривой можно получить непрерывную продолжительность видимости любой градации менее 4 км заданной обеспеченности и, наоборот, обеспеченность заданной продолжительности. Рабочим графиком является номограмма (рис. 9.126), на которой по оси абсцисс отложена непрерывная продолжительность в часах (х'), по оси ординат — обеспеченность Р (X≤x). Наклонные линии соответствуют средней непрерывной продолжительности (х), зависящей от сезона и географического положения станции (см. табл. 9.18). Для расчета обеспеченности заданного значения непрерывной продолжительности горизонтальной видимости любого предела менее 4 км нужно провести вертикальную линию из точки, соответствующей заданной непрерывной продолжительности на оси абсцисс, до пересечения с наклонной прямой, соответствующей средней продолжительности этой градации видимости, а затем определить ее обеспеченность но оси ординат.

Наибольший практический интерес представляет продолжительность периодов с ограниченной видимостью, имеющей обеспеченность 90 % и более. Из рис. 9.12 видно, что при значениях средней продолжительности плохой видимости от 1,5 до 7 ч, отмечаемых в южной части моря, продолжительность с обеспеченностью 90 % может достигать 3—14 ч. Продолжительность, которая не будет превышена и 99 % случаев, изменяется от 7 до 32 ч. Такие характеристики дают представление о маловероятных, но длительных периодах, в течение которых центральные и южные районы моря в разные сезоны могут непрерывно находиться в условиях плохой видимости. В особенности они необходимы при планировании воздушных и морских «перевозок по сезонам и месяцам года.

Таблица 9.18 Средняя непрерывная продолжительность периодов с горизонтальной видимостью ниже заданных пределов, ч.

Рис. 9.12. Распределение непрерывной продолжительности периодов с ограниченной горизонтальной видимостью (а) и номограмма для расчета ее продолжительности различной обеспеченности (б)

Рис. 9.12. Распределение непрерывной продолжительности периодов с ограниченной горизонтальной видимостью (а) и номограмма для расчета ее продолжительности различной обеспеченности (б)