1.1. Радиационные факторы климата
Солнечная радиация является главным источником всех термодинамических процессов, происходящих в атмосфере и гидросфере, и оказывает определяющее влияние на формирование климата. Распространение и преобразование солнечной радиации обычно выражается уравнением теплового баланса, которое представляет собой частную форму закона сохранения энергии. Уравнение теплового баланса поверхности моря (результирующего потока тепла) можно представить в виде алгебраической суммы радиационного баланса , турбулентного потока тепла Н и затраты тепла на испарение LE:
B=R + H + LE. (1.1)
В свою очередь, радиационный баланс определяется «как разность между поглощенной солнечной радиацией Вк и эффективным излучением поверхности моря Еэф:
где Q0 — суммарная солнечная радиация при безоблачном небе (возможная радиация); f(n) — функция, учитывающая влияние облаков на суммарную радиацию; α— альбедо водной поверхности; δ — интегральная излучательная способность водной поверхности; σT4 в— излучение абсолютно черного тела при температуре поверхности моря.
Акватория Баренцева моря расположена за полярным кругом, поэтому здесь наблюдаются относительно низкие высоты Солнца и явления полярного дня и полярной ночи, что обусловливает большие внутригодовые изменения суммарной солнечной радиации при безоблачном небе. Полуденная высота Солнца в декабре менее 0° (ниже горизонта) на всей акватории моря и увеличивается в июне до 33° на 80° с. ш. и до 45° на 68° с. ш. Продолжительность полярной ночи возрастает от 30 сут на южной границе моря до 120 сут на северной, продолжительность полярного дня увеличивается соответственно от 50 до 140 сут. Средняя суточная суммарная солнечная радиация при безоблачном небе и средней прозрачности атмосферы (коэффициент прозрачности Р2 = 0,80) изменяется от 0 в ноябре—январе до 30 МДж/м2 в июне (табл. 1.1) [72]. Большая облачность (преимущественно 8—9 баллов), характерная для акватории моря в течение всего года, уменьшает поступление прямой солнечной радиации на 60—80% и в то же время увеличивает рассеянную радиацию почти в 1,5 раза по сравнению с безоблачным небом. Доля рассеянной части суммарной радиации в целом за год достигает 60—70 %. Это обусловлено большой рассеивающей способностью облаков, частыми туманами, дымкой и моросью. Степень рассеивания зависит от яруса облаков и достигает наибольших значений при облаках нижнего яруса.
В условиях полуясного состояния неба рассеянной солнечной радиации может быть в 2—3 раза больше по сравнению с условиями безоблачного неба. В общем случае облачный покров ослабляет поток солнечной радиации над открытой водной поверхностью и несколько усиливает над льдом за счет многократного отражения ее в слое лед—облака, преимущественно летом.
В целом для свободной ото льда акватории Баренцева моря годовой приход суммарной радиации Q при реальных условиях облачности составляет 60 % от возможного при безоблачном небе Q0. Относительное увеличение суммарной солнечной радиации отмечается весной и летом с максимальным значением Q/Q0 в апреле (табл. 1.2).
В северных и северо-восточных районах моря, покрытых льдом, значения Q/Q0 несколько выше приведенных в табл. 1.2 за счет большей отражательной способности подстилающей поверхности. Так, среднее альбедо водной поверхности при высотах Солнца, характерных для Баренцева моря, изменяется от 8 до 20 %, в то время как альбедо ледяного и снежного покрова составляет 40—50%, достигая в отдельных случаях 95 %.
В соответствии с данными табл. 1.2 следует, что над Баренцевым морем в апреле наблюдается также и годовой максимум продолжительности солнечного сияния [17]. Вторичный максимум ее, иногда превышающий основной весенний, отмечается в июне или в июле, что связано в первую очередь с явлением полярного дня. С августа продолжительность солнечного сияния резко снижается. В целом за год она составляет над морем 700—800 ч. [17].
Исследованиям характеристик радиационного и теплового балансов поверхности Баренцева моря посвящены работы О. Б. Мерцаловой [246], М. К. Гавриловой [62], Е. И. Серякова [327—330], М. С. Маршуновой и Н. Т. Черниговского [140], а также работы [69, 173, 362, 391 и др.]. Однако в большинстве указанных работ для расчета составляющих радиационного баланса поверхности моря используется методика, разработанная по материалам актинометрических намерений материковых станций, в том числе и арктических. Как показано в ряде работ, использование этой методики для морских условий может приводить к искаженным результатам в определении составляющих радиационного баланса, что обусловлено спецификой строения пограничного слоя атмосферы и иными свойствами облачного покрова над морем по сравнению с наблюдаемыми над континентом.
В табл. 1.3 представлены средние суточные (за месяц и год) значения составляющих радиационного баланса для свободной ото льда поверхности моря. Для определения указанных характеристик, также как и данных табл. 1.2, использована методика ГГО—МФ ААНИИ по расчету составляющих радиационного баланса поверхности океана (моря) [72]. В качестве исходной гидрометеорологической информации для расчета использованы климатические данные, помещенные в Атласе океанов [19]. Кроме того, привлекались и другие материалы, хранящиеся в фондах Мурманского филиала ААНИИ и Мурманского управления по гидрометеорологии. Расчеты были выполнены для свободной ото льда поверхности моря в точках сетки, построенной с учетом площади между широтных зон. В этой же таблице (представлены средние квадратические отклонения σ', характеризующие пространственную изменчивость радиационных потоков.
В годовом ходе средняя суточная суммарная солнечная радиация при облачном небе изменяется от 0 в декабре и январе до 17,8 МДж/м2 в июне. Наоборот, пространственная изменчивость суммарной радиации, так же как и других составляющих радиационного баланса, относительно невелика. Так, при среднем суточном значении Q = 17,8 МДж/м2 в июне для южной части Баренцева моря в целом значения суммарной радиации по акватории моря изменяются от 16,3 до 19,2 МДж/м2 , среднее квадратичеокое отклонение составляет 0,7 МДж/м2 . В другие месяцы пространственная изменчивость несколько возрастает (до 0,9—1,1 МДж/м2 ) при уменьшении значений суммарной радиации, Баренцево море является одним из наиболее облачных районов Арктики, поэтому здесь наблюдается и наименьшее поступление суммарной солнечной радиации [17, 19, 62, 240].
Поглощенная солнечная радиация, по-существу, повторяет годовой ход суммарной радиации, вследствие небольшой изменчивости среднего месячного значения альбедо водной поверхности в течение года. В целом за год водные массы Баренцева моря поглощают 88% поступающей солнечной радиации. Для ледяного покрова с его большой отражательной способностью коротковолновой радиации значения Вк будут значительно меньше представленных в табл. 1.3, и как следствие, это приводит к уменьшению радиационного баланса поверхности ледяного покрова.
Основными факторами, определяющими эффективное излучение, являются облачность и разность температур воды и воздуха. При значительной облачности разность температур воды и воздуха «колеблется в течение года от 8°С в декабре—марте до 0 °С в июле—августе. В соответствии с этим среднее суточное эффективное излучение изменяется в 2—2,5 раза,, составляя 5—6 МДж/м2 в холодную часть года и 2—3 МДж/м2 в теплую. Среднее квадратическое отклонение σЕ' составляет 0,4—1,3 МДж/м2 и также уменьшается от зимы к лету.
Радиационный баланс поверхности моря R с октября по март отрицательный, а с апреля по сентябрь — положительный с максимальным значением в июне, что обусловлено соответствующими изменениями потока солнечной радиации в течение года. При этом в теплую часть года значения радиационного баланса на 30—40 % меньше суммарной радиации. В период полярной ночи, В отсутствии тепла от солнца, радиационный баланс определяется только эффективным излучением поверхности моря, т. е. разностью между собственным излучением поверхности моря и поглощенной ею частью теплового излучения атмосферы. Следует отметить важную роль теплового излучения атмосферы в радиационном теплообмене между атмосферой и поверхностью моря. Оно изменяется в течение года от 21 МДж/м2 в феврале—марте до 27 МДж/м2 в июле—августе за сутки. Во время полярной ночи тепловое излучение атмосферы является единственным источником тепла, поступающего на поверхность моря, и даже в период полярного дня, при максимальном поступлении солнечной энергии, тепловое излучение атмосферы в 1,5 раза превышает суммарную радиацию.
В среднем для южной части моря средний суточный годовой радиационный баланс положителен и равен 1,5 МДж/м2 . Большой положительный баланс в летнее время практически компенсирует большие отрицательные значения его в зимнее время (табл. 1.3). Значения σR', характеризующие пространственную изменчивость среднего суточного радиационного баланса, составляют 1,2— 1,4 МДж/м2 зимой и 0,6—0,9 МДж/м2 летом.
Выполненный по методике С. П. Малевского- Малевича [222] расчет межгодовой изменчивости средних месячных значений составляющих радиационного баланса показал, что в целом на свободной ото льда акватории Баренцева моря для большей части года она на 30—50 % меньше пространственной изменчивости и лишь в весенне-летние месяцы (май—август) межгодовая изменчивость превышает пространственную.
Отсутствие ледяной поверхности на юге моря в течение года обеспечивает значительное поступление тепла в атмосферу не только за счет эффективного излучения, но и за счет турбулентного потока тепла Н и затрат тепла на испарение LE [17, 19, 69, 173, 327—330, 362, 391]. При этом наибольшие значения Н и LE наблюдаются в декабре—феврале (соответственно 10—12 и около 7—8 МДж/м2 в среднем за сутки) и уменьшаются в июне—августе до ±0,2 и 1—2 МДж/м2 . Температурные различия между теплыми и холодными течениями непосредственно на изменении турбулентных и радиационных потоков в явном виде не проявляются. В большей степени сказываются они через облачность, разность температур воды и воздуха и скорость ветра.
Результирующий поток тепла В с мая по август положителен (направлен от поверхности в нижележащие слои моря), вследствие относительно большого поступления солнечной радиации и уменьшения в этот период эффективного излучения, турбулентного потока тепла и затрат тепла на испарение. В целом за год тепловой баланс поверхности южной части моря отрицателен (В = — 8 МДж/м2 ), но в холодную часть года ( с октября но март) поверхность моря ежесуточно отдает в атмосферу 18—24 МДж/м2 тепла.
Таким образом, свободная ото льда акватория моря по степени теплоотдачи и «по ряду климатических характеристик энергообмена и турбулентности может быть отнесена к энергоактивной зоне океана [100, 390], оказывающей большое влияние на общую циркуляцию атмосферы и климат.
Более детальный анализ климатических характеристик составляющих радиационного и теплового балансов поверхности Баренцева моря приводится в части II настоящей монографии.
1.2. Циркуляционные факторы климата
Изучению атмосферных процессов над Арктикой, в том числе и над Баренцевым морем, посвящен ряд работ [76, 120, 121, 173, 247, 290, 299, 300]. Достаточно детальная характеристика синоптических процессов приводится в «Атласе океанов» [19]. В настоящей работе для характеристики циркуляционных условий формирования климата в основном использованы указанные литературные источники.
Положение Баренцева моря в высоких широтах, непосредственная связь его с Атлантическим океаном и Центральным Арктическим бассейном определяют основные черты климата моря. Большая меридиональная протяженность моря, поступление теплых атлантических вод на юго-западе и приток холодных вод из Арктики через северо-западные и северо-восточные границы моря создают значительные климатические различия на его пространстве.
Вследствие особенностей в распределении облачности над Арктическим бассейном, наименьшая за год суммарная радиация поступает на Баренцево море, а между тем здесь более теплый климат в сравнении с другими арктическими морями. Это свидетельствует о меньшей роли солнечной радиации как климатообразующего фактора по сравнению с другими факторами, формирующими климат Арктики, — циркуляцией атмосферы и подстилающей поверхностью. В целом циркуляционные процессы над Баренцевым морем зависят от макросиноптических процессов над всем северным полушарием. В значительной степени также определяются они особенностями подстилающей поверхности— системой холодных и теплых течений, степенью покрытое льдом поверхности моря.
Баренцево море в течение всего года находится под влиянием воздушных масс арктического и атлантического происхождения. Кроме того, северная часть Баренцева моря сама является очагом формирования арктического, а южная — морского полярного воздуха [269]. Зимой над юго-восточной частью моря в отрогах сибирского антициклона может формироваться континентальный полярный воздух. Но эти условные границы областей формирования воздушных масс с различными физическими свойствами могут претерпевать значительные изменения в связи с изменениями атмосферной циркуляции.
Арктический воздух, который формируется в основном над льдами полярного бассейна, поступает в район Баренцева моря с ветрами северных направлений. Над частью моря, покрытой льдами, эти массы воздуха могут застаиваться в областях высокого давления и дополнительно выхолаживаться. При перемещении к югу над свободной ото льда теплой поверхностью моря они прогреваются в нижних слоях и приобретают неустойчивую стратификацию, в результате чего над морем выпадают осадки «зарядами».
Арктический воздух, притекающий с северо-западными ветрами со стороны Гренландского и Норвежского морей, имеет более высокую температуру и характеризуется большей неустойчивостью, чем воздушные массы, поступающие через северные районы Баренцева моря, так как проходят значительно большие расстояния над теплой водной поверхностью.
Континентальный полярный воздух, который формируется в основном в антициклоне над Сибирью, а также над севером европейской территории Союза и частично над юго-востоком Баренцева моря, выносится на акваторию с ветрами восточной четверти горизонта. По своим термическим свойствам он мало отличается от арктического, а иногда его температура может быть ниже, чем температура арктического воздуха.
Морской полярный воздух, формирующийся над Атлантическим океаном, переносится на акваторию Баренцева моря исключительно в теплых секторах циклонов, которые перемещаются преимущественно вдоль теплых морских течений. В холодный период года приток морского полярного воздуха приводит к потеплению, к пасмурной погоде с низкой слоистой облачностью и моросящими осадками.
Массы полярного воздуха отделяются от холодного, сухого арктического воздуха зоной арктического фронта, возникающего главным образом вследствие различия температуры и влажности этих масс. На рис. 1.1 приведены линии равной повторяемости атмосферных фронтов (среднее число фронтов за месяц на площади 1 млн км 2 ) [19]. Кинематической основой атмосферных фронтов является поле деформации, которое характеризуется обширной барической ложбиной, простирающейся от исландской депрессии в направлении на Новую Землю. Развитие циклонов над Баренцевым морем почти всегда связано с наличием арктического фронта. Фронтогенез в зоне ложбины наиболее активен, когда исландский минимум расположен севернее своего среднего зимнего положения. В этом случае активный вынос теплого воздуха с юго-запада происходит в более северные районы моря, где вызывает резкие изменения в температуре воздуха, в режиме облачности и осадков.
Направления движения барических образований довольно определенны для разного времени года. В холодный период от исландского минимума циклоны смещаются по траекториям II, III (рис. 1.2). Когда центр депрессии над Исландией смещается несколько к востоку от среднего положения, перемещение циклонов происходит по траектории IV. Сравнительно реже циклоны, движущиеся по траектории II, приобретают юго-восточную составляющую и продолжают путь по траектории V. В среднем за месяц в холодный сезон отмечается прохождение трех-четырех циклонических центров [19, 299, 406]. Средняя скорость перемещения циклонов 30—45 км/ч [297].
Повторяемость циклонических полей над Баренцевым морем зимой составляет 30—35% [19]. Средняя продолжительность около 4 сут. Суммарное число дней с циклонической циркуляцией (с учетом ложбин и размытых циклонических полей) достигает 21—23 (табл. 1.4). Число дней за месяц с глубокими циклонами (с давлением в центре 990 гПа и менее) зимой равно 5—7. Интенсивные и глубокие циклоны, (проходящие с резко выраженным изобарическим полем, сопровождаются усилением ветра до штормового, а иногда до ураганной силы.
Антициклонические поля зимой наблюдаются реже, чем в теплое время года. В среднем насчитывается от 7 до 9 сут в месяц с антициклонами, гребнями и размытыми антициклоничеокими полями разного вида. Перемещение антициклонов в январе осуществляется по траектории VI (см. рис. 1.2) со скоростью 30—40 км/ч. В среднем отмечаются вторжения двух-трех антициклонов в месяц. Мощные антициклоны с давлением 1035 гПа и более наблюдаются не ежегодно: от 3 до 9 сут за 10 лет в каждом из зимних месяцев. При вторжениях холодных масс воздуха со стороны Карского моря по траектории VII наблюдается особенно значительное понижение температуры воздуха.
В теплый период года наиболее холодными являются также массы арктического воздуха, перемещающиеся из Арктики и северных районов моря, еще покрытых льдами. С ними связаны понижения температуры воздуха, особенно резкие на юге моря. Полярный континентальный воздух формируется в это время года на материке южнее акватории Баренцева моря. Прогретые над континентом в условиях длинного светового дня пр« большом притоке солнечного тепла воздушные массы выносятся на акваторию моря с более высокой температурой, чем в других воздушных массах. Это происходит при смещении циклонов по траекториям IV, V (см. рис. 1.2, июль) по направлению северных струй Нордкапского течения, хотя и наблюдается такое сравнительно не часто. Поступая на относительно холодную водную поверхность, массы континентального воздуха охлаждаются в нижних слоях, при этом образуются низкая слоистая облачность и туманы, ухудшается видимость.
Морской полярный воздух, /перемещающийся на акваторию моря в теплое время года, обычно не приводит к особенно заметному потеплению. При продвижении к северу и северо-востоку он подвергается интенсивному выхолаживанию в нижних слоях, особенно над холодными морскими течениями и над льдами в северной части моря. Это сопровождается также усиленной конденсацией водяного пара, образованием туманов и слоистой облачности. Траектории циклонов, с которыми поступает морской полярный воздух, в теплое время года проходят над прогретым континентом Европы, но южнее их зимних положений (траектории I, II).
Характер летнего среднего барического поля существенно отличается от зимнего. Депрессия в районе Исландии хотя и сохраняется, но значительно уменьшается по площади и глубине. Над Баренцевым морем наблюдается повышенный фон атмосферного давления. Среднее число дней с циклонической циркуляцией уменьшается до 14—15 в месяц, а с глубокими циклонами — до 1,1 —1,3. Повторяемость антициклонической циркуляции, наоборот, увеличивается вдвое по сравнению с зимой (15—16 сут в месяц), хотя мощные антициклоны проходят реже, чем в другие сезоны (см. табл. 1.4). Наиболее характерными являются холодные и низкие антициклоны, которые образуются и поддерживаются благодаря влиянию холодной поверхности моря. Траектории перемещения антициклонов летом близки к их зимним положениям, но скорости заметно снижаются (20— 40 км/ч).
1.3. Роль подстилающей поверхности в формировании климата
Баренцево море относится к числу арктических ледовитых морей. Зимой льдами покрываются его северная и восточная части, а юго-западная акватория моря на удалении 80—100 миль от норвежского и Мурманского берегов не замерзает даже в самые суровые зимы. Среднее положение границы ледяного покрова проходит от о. Медвежий на восток-юго-восток, достигая на 45° в. д. широты 74°, затем круто поворачивает на юго-запад и подходит к Святому Носу. В аномально ледовитные годы Громка льдов опускается на западе южнее 73° с. ш., а на востоке подходит к берегу Кольского полуострова у о. Кильдин. Северная часть моря очищается от льда в августе—сентябре аномально теплых лет [139].
Сезонный ход ледовитости моря имеет следующие особенности: максимальные значения отмечаются в апреле (68%), а минимальные — в сентябре (9%), амплитуда межгодовых колебаний ледовитости моря в эти месяцы составляет 42 и 35 % соответственно. Наиболее сильно меняется ледовитость в июне—июле (амплитуда ее колебаний больше 60%). Средняя годовая ледовитость Баренцева моря 38% (табл. 1.5).
Вследствие различной теплопроводности, излучательной и отражательной способности, водная поверхность, ледовые поля различного возраста и степени сплоченности по-разному влияют на формирование потоков тепла, влаги и солнечной радиации. Как уже было отмечено, альбедо снега колеблется от 30 до 95%, ледяного покрова — от 40 до 50 %, а открытой водной поверхности — от 8 до 20%. Эти различия в отражательной способности поверхности моря приводят к тому, что последние получают разное количество тепла от Солнца при равных условиях поступления его. Это сказывается и на значениях радиационного баланса — на его приходной части. Кроме того, эффективное излучение поверхности моря с неодинаковой температурой (лед, вода), которое происходит также при различных условиях облачности и влагосодержания атмосферы (над водой оно больше), отражается на расходной части радиационного баланса. Сказанное относится не только к физически неоднородным поверхностям, а также и к областям холодных и теплых морских течений, хотя влияние их на составляющие радиационного баланса опосредованное — через метеорологические величины.
Водным массам с их большой теплоемкостью принадлежит огромная роль в формировании климата, как второму источнику тепла. В виде теплого Нордкапокого течения они поступают из Атлантики и, трансформируясь, распространяются до берегов Новой Земли. Под их влиянием на море и омываемых ими берегах создается особый климат с относительно теплой зимой и малой годовой амплитудой температуры воздуха. В районе Мурманска наблюдается такая же средняя месячная температура января, как в Волгограде, расположенном значительно южнее, в то время как на ст. Белый Нос, «расположенной на восточном побережье Баренцева моря почти на широте Мурманска, средняя январская температура на 8 °С ниже, так как мелководная юго-восточная часть моря находится вне влияния главных струй теплого течения и в холодное время покрывается льдом [19, 377]. Основной теплообмен между атмосферой и морем происходит в районе теплых течений в виде турбулентного потока и затрат тепла на испарение. Северная половина моря находится в зоне преобладания холодных арктических вод.
Значение водной поверхности как дополнительного источника тепла достаточно четко отражается на картах распределения температуры воздуха над морем [19}- Изолинии температуры воздуха повторяют изолинии температуры воды. Происходит сгущение изотерм вдоль кромки льдов, вследствие уменьшения притока тепла в атмосферу из моря с изменением физического состояния его поверхности, аналогичное тому, как это происходит у побережья континентов под влиянием охлаждающего действия их.
Как следствие влияния подстилающей поверхности в районе действия холодного Надеждинско- Медвежинского течения, можно отметить также увеличенную повторяемость зоны облачности, туманов, плохой видимости при прохождении относительно теплых воздушных масс в летнее время.
Состояние подстилающей поверхности в той или иной степени влияет на циркуляцию атмосферы. Над относительно теплыми атлантическими водами в холодный период года воздушные массы интенсивно прогреваются в нижних слоях, создавая дополнительные условия для поддержания повышенной циклонической деятельности над морем, что подтверждается положением траекторий циклонов, направленных вдоль теплых течений [19, 406]. Береговая зона, острова и архипелаги также оказывают влияние на атмосферные процессы. Под воздействием арх. Новая Земля нарушается обычное движение циклонов в восточном направлении [19]. Особенно существенно искажающее влияние их на ветровой поток. Оно выражается в завышении повторяемости определенных направлений ветра. В долинах рек, фьордах, заливах и губах южного побережья, ориентированных меридионально, возрастает повторяемость преобладающих в сезоне направлений ветра или смежных с ними (южной четверти зимой, северной — летом). Результатом видоизменения общего движения атмосферы под влиянием рельефа Новой Земли является известное всем явление новоземельской боры. Деформация существующего общего потока воздуха под воздействием Новоземельской возвышенности сказывается как на направлении, так и на его силе, создавая своеобразный ветровой режим [53]. По исследованиям 3. М. Прик [289], преобладающее горизонтальное расстояние, на которое распространяются такие местные ветры в сторону моря, составляет 20—30 км. Обычно влияние местных условий горноберегового рельефа в западном секторе Арктики составляет 2—8 км. При равнинном береговом рельефе (или пересеченном) на правление ветра, наблюдаемое на береговой станции, может характеризовать район моря на расстоянии 150—250 км от берега. При переходе воздушного потока с моря на сушу направление ветра летом изменяется на 19—20°. В связи с тем, что при этом изменяется также параметр шероховатости (на 1—2 порядка), скорость ветра обычно уменьшается на 30—50 %, например, в районе арх. Шпицберген [247]. В узких долинах и проливах, ориентированных по направлению преобладающих ветров, средняя скорость воздушного потока возрастает (Кольский залив, прол. Маточкин Шар). Происходит усиление ветра на выступающих мысах в районе Канина Носа, у северного побережья о. Колгуев и в других районах.
О влиянии побережья на температуру воздуха над морем можно говорить лишь по отношению к прибрежным ‘районам. Зимой охлаждающее, а летом — прогревающее влияние континентов проявляется в относительном увеличении горизонтальных градиентов температуры воздуха вдоль побережья. Небольшой суточный ход температуры (2—3°С) в тихие ясные дни летом в зоне побережья может привести к возникновению слабой бризовой циркуляции. Хотя такие дни здесь крайне редки [403].
О влиянии подстилающей поверхности как климатообразующего фактора на режим отдельных метеорологических величин и явлений в различные сезоны будет более подробно сказано в соответствующих главах.
1.4. Климатические сезоны
Для определения границ естественных климатических сезонов применяются разные критерии. Одни авторы используют повторяемость и продолжительность различных типов атмосферной циркуляции [108], другие — характеристики метеорологических величин: температуры, облачности, давления [54, 215J. Лебедевым и Писаревой [215] для определения начала зимы и весны взяты даты перехода средней температуры воздуха в 13 ч через 0°С. Королькова [185] для арктических районов использовала графики годового хода средней месячной температуры воздуха, среднего месячного давления и повторяемости пасмурного неба (8—10 баллов) по многолетним данным, при этом годовой ход давления воздуха взят в качестве вспомогательного критерия.
Климатический сезон года характеризуется определенным соотношением климатообразующих факторов: радиационных и циркуляционных процессов, состояния подстилающей поверхности. Распределение очагов тепла и холода способствует возникновению определенной формы циркуляции, соответствующей сезону. Состояние подстилающей поверхности усиливает или ослабляет механизм общей циркуляции атмосферы [76]. Возникновение аномалий в энтальпии вод, в направлении и интенсивности океанических течений, изменение ледовитости морей, сход и залегание снежного покрова так или иначе влияют на атмосферные процессы. А изменение в циркуляции атмосферы влияет через поле облачности на ход солнечной радиации.
В конечном итоге структура и границы сезонов тесно связаны с циркуляцией атмосферы — развитием циклонической и антициклоничеокой деятельности в конкретных районах, с определенной направленностью воздушных течений, с проявлением преобладающей сезонной формы циркуляции в режиме различных метеорологических величин, т. е. в режиме погоды. Наступление сезона сопровождается определенными явлениями, местными признаками, увеличением или уменьшением изменчивости элементов метеорологического режима.
Давление воздуха определяет физическое состояние всей толщи атмосферы, обусловливает возникновение определенных ветровых потоков. Поэтому наиболее обоснованным для деления года на сезоны является изменение циркуляции атмосферы.
Зимой ложбина исландского минимума, направленная вдоль теплого Северо-Атлантического течения, простирается на Баренцево море. Над Арктикой находится область повышенного давления [19]. Такая картина распределения давления сохраняется до апреля включительно, хотя в апреле ложбина вырисовывается на фоне более высокого давления, чем в середине зимы. Ей соответствует преобладание определенных направлений и скоростей ветра, максимальная облачность, частые осадки и сравнительно небольшой годовой ход температуры воздуха/
Признаком смены зимнего сезона весенним может служить довольно резкое изменение барического рельефа, исчезновение зимней ложбины, с чем связано уменьшение повторяемости ветров юго-западной четверти горизонта на юге моря. Как видно из табл. 1.6, повторяемость направлений ветра в апреле на ст. Дальние Зеленцы еще характерна для зимнего сезона, на долю южных и юго-западных ветров 'приходится 57%, т. е. столько же, сколько в марте. В мае, после перестройки барического поля, повторяемость этих ветров уменьшается вдвое (29%). В северо-восточной части моря на ст. Мыс Желания повторяемость ветров преобладающего юго-восточного направления в апреле такая же, как и в середине зимнего сезона, и лишь в мае эти ветры наблюдаются заметно реже.
Средняя месячная температура воздуха на большей части моря в апреле сохраняется на уровне температуры декабря—января, а в некоторых районах даже несколько ниже. Минимальная температура воздуха в северной половине моря приходится на март. Рост температуры от марта к апрелю меньше, чем в последующие месяцы. Судя по средним квадратическим отклонениям температуры воздуха, вычисленным на каждую дату года, резкое уменьшение изменчивости средней суточной температуры происходит в третьей декаде апреля. Нарушение стационарности процесса изменений температуры свидетельствует о перестройке в циркуляции атмосферы в конце этого месяца.
Весной создаются наиболее благоприятные условия для зональной циркуляции. В мае на Баренцевом море преобладает малоградиентное поле давления [76], возрастает повторяемость ветров северо-восточной четверти горизонта. Из-за большой протяженности моря с севера на юг наступление весны на акватории моря происходит неодновременно. Наиболее интенсивный рост температуры воздуха в юго-западной части моря наблюдается от апреля к маю, а таяние льдов на юге моря начинается в среднем во второй половине мая. На севере температура воздуха быстрее всего растет от мая к июню, а таяние льдов начинается лишь в середине июня.
Во второй половине июня наблюдается переход на летний режим. Вода всюду холоднее воздуха. Вследствие этого над холодной подстилающей поверхностью в июле оформляется местный максимум давления с центром севернее о. Медвежий [76]. Лето характеризуется почти ровным ходом температуры воздуха, малой междусуточной и межгодовой изменчивостью ее. Ровный ход изменчивости температуры воздуха (стационарность процесса) наблюдается при этом с середины июня до середины августа. Во второй половине августа заметен явный перелом.
В сентябре становится заметным влияние исландского минимума на поле давления над Баренцевым морем. В октябре вновь оформляется барическая ложбина в южной части моря, с углублением которой в ноябре начинается зимний режим циркуляции атмосферы с характерными метеорологическими условиями. Хотя естественные границы климатических сезонов не могут совпадать с началом календарных месяцев, условно принято такое деление: зима (ноябрь—апрель), весна (май—-июнь), лето (июль—август), осень (сентябрь—октябрь).
1.5. Районирование моря по климатическим условиям
Климат Баренцева моря нельзя считать однородным. Он изменяется в зависимости от широты, характера циркуляции атмосферы и водных масс с их различными теплофизическими характеристиками, от состояния поверхности моря, удаленности от побережий континента. Летом ослабленная атмосферная циркуляция при большом притоке солнечной радиации на все море и относительно однородная по состоянию водная поверхность существенно сглаживают различия в климатических условиях между районами. В холодный период года, наоборот, атмосферные процессы протекают гораздо интенсивнее и длительнее, с частой сменой воздушных масс, поверхность моря становится неоднородной вследствие образования ледяного покрова на большей части моря, поэтому и климатические различия проявляются резче. Между районами, куда еще проникают теплые течения и где их влияние существенно мало, зимой возникают большие контрасты температуры воздуха. Выявляются районы повышенной повторяемости штормовых ветров и слабых скоростей, большой изменчивости температуры, значительного количества осадков.
Климатическое районирование Баренцева моря было выполнено рядом авторов. Однородные климатические районы Н. П. Коноплевым [183] и Г. Н. Головиным [76] выделены на основе учета атмосферных потоков и морских течений.
Г. В. Горбацкий [81] выполнил физико-географическое районирование на основе учета целого комплекса природно-климатических показателей, выделив пять районов: юго-западный (Медвежин- ский); северо-западный (Восточно-Шпицбергенский); северный (район Земли Франца-Иосифа); северо-восточный (Западно-Новоземельский); юговосточный (Колгуево-Вайгачский).
3. М. Прик при климатическом районировании Арктики [19, 292] относит юго-западную часть Баренцева моря к Атлантико-Бвропейской области Субарктической зоны, а всю остальную акваторию моря—к Атлантической области Арктической зоны, в которой выделяет два района: северный и южный. К северному району относится ВосточноШпицбергенское течение и Земля Франца-Иосифа, к южному — вся остальная часть Атлантической области Баренцева моря (рис. 1.3). Это районирование следует, вероятно, признать достаточно удачным, однако при этом целесообразно все же выделить юго-восточный район, который по климатическим условиям существенно отличается от центральной и северо-восточной частей моря, особенно в теплое время года, как это будет видно из материалов, представленных в последующих главах.
Таким образом, акваторию Баренцева моря можно разделить по климатическим условиям на четыре района.
Юго-западный (Медвежинский) район в холодный период года находится под сильным воздействием циклонической циркуляции и теплого Нордкапского течения. Воздух, находящийся над теплым течением, нагревается, становится легче и поднимается, вследствие чего вдоль оси теплого течения создается ложбина пониженного давления атмосферы, особенно ярко выраженная в середине зимнего сезона. Частые выносы тепла циклонами, отдача тепла от поверхности моря в атмосферу делают этот район аномально теплым. Ветры здесь сильные, преимущественно юго-западной четверти, часты штормы. В целом метеорологический режим района отличается небольшой междусуточной и межгодовой изменчивостью температуры воздуха, большими скоростями и устойчивым направлением ветра, частыми осадками в виде снега и дождей, значительной облачностью (повторяемость пасмурного неба достигает 70—80 %).
Юго-восточный (Колгуево-Вайгачский) —охватывает область восточнее 40° в. д. и южнее 72° с. ш. Он отличается от других районов моря участием в морской циркуляции различных по происхождению вод: теплых вод Нордкапского течения и холодных вод Карского моря, поступающих сюда через Карские ворота и Югорский Шар. Западнее
о. Колгуев еще велико воздействие теплых вод, а восточнее — находится холодная акватория Печорского моря, которая характеризуется зимой значительной ледовитостью. В этом районе происходит частая смена теплого атлантического воздуха холодным, приносимым с Евразийского континента, поэтому здесь наблюдаются большие градиенты температуры: температура воздуха резко понижается к востоку и юго-востоку. Амплитуды температуры велики из-за значительной континентально- сти климата. Зимой этот район отличается большой междусуточной изменчивостью метеорологических величин. Ветры преобладают сильные, преимущественно южных направлений, облачность велика, осадки часты, но малоинтенсивны.
Северо-западный (Восточно-Шпицбергенский) район включает в себя акваторию севернее о. Медвежий, Восточный Шпицберген и Землю Франца- Иосифа. В этом районе отсутствует отепляющее влияние атлантических вод через поверхность моря, так как они опускаются в более глубокие слои. Эта часть моря находится под сильным влиянием
Арктического бассейна и выделяется наиболее низкими температурами воздуха и водных масс, плавучими льдами, наличием айсбергов. Влияние циклонической циркуляции над северо-западным районом ослаблено, циклоны приходят сюда довольно часто, но окклюдированными. Они также вызывают колебания температуры воздуха, увеличение облачности, усиление ветра до штормового, но скорость ветра в среднем ниже, чем в юго-западном районе. Повторяемость штормов относительно невелика. Зима суровая, ветры преимущественно северо-восточной четверти. Весьма редки ветры южного и юго-западного направлений.
К четвертому району относятся центральная и северо-восточная части моря, куда атлантические воды в основном поступают с северной и Колгуево-Новоземельской ветвями Нордкапского течения. Достигнув Новой Земли в районе прол. Маточкин Шар, последняя направляется к северу вдоль Новой Земли и в районе ст. Мыс. Желания погружается под расиресненные и холодные воды Карского моря. Этот регион испытывает еще значительное воздействие атлантических воздушных масс, особенно при перемещении циклонов с юго-запада моря на северо-восток, что способствует нередкому возникновению положительных аномалий температуры воздуха зимой на северной оконечности Новой Земли.
Четкую границу между указанными районами провести трудно, так как переход от одних климатических условий к другим происходит постепенно.