И.Н. Завьялова

Климатология арктических облаков

Облачность является одной из важнейших характеристик климата, которая в значительной степени определяет особенности увлажнения, термического, радиационного и светового режимов высоких широт. Так, модельные расчеты показали, что увеличение облачности нижнего и среднего ярусов вызывает эффект похолодания, а верхнего ( потепления [ 8 ]. Влияние облачности нижнего яруса на формирование приземного термического режима настолько велико, что увеличение ее на 10 % ( 1 балл ) может привести к компенсации эффекта возможного потепления, обусловленного удвоением в атмосфере концентрации СО2 [ 24 ].

Климатические исследования облачности северной полярной области в основном проводились в Арктическом и антарктическом научно-исследовательском институте ( ААНИИ ). Некоторое увеличение спутниковой информации стало причиной недооценки роли наземных наблюдений. Однако этому увлечению в настоящее время даны объективные оценки, которые свидетельствуют о необходимости комплексных исследований облачности. В данный момент имеется три основных источника информации об арктической облачности: стандартные наблюдения наземных станций ( включая аэрологические ), спутниковые данные и наблюдения летающей метеорологической обсерватории ( ЛМО ).

Наземные наблюдения характеризуются рядом недостатков, которые приводят к завышению количества облачности. Во-первых, при наблюдении с поверхности земли в поле зрения наблюдателя оказываются не только нижние ( а именно по их площади и должно определяться количество облаков ), но и боковые поверхности облаков, особенно тех, которые находятся в нижней части небесного свода. Во-вторых, облачность в полярных районах может завышаться за счет радиационных туманов или облачной пелены инверсионного характера [ 4 ]. Большие трудности возникают при определении облачности в период полярной ночи. Необходимо учитывать также субъективизм наблюдателей, что особенно четко проявляется при частой смене наблюдательского состава, характерной для Арктики.

Большинство из указанных факторов отсутствует в информации, получаемой с искусственных спутников Земли ( ИСЗ ). Однако накопленный опыт использования данных ИСЗ позволил наряду с положительными объективно оценить и отрицательные стороны этой наблюдательской системы. Главной из них является практическая невозможность получения информации о многоярусной структуре облачности и высотах ее нижней границы. Помимо этого, имеющиеся временные ряды характеристик облачности получены при помощи различных измерительных комплексов с меняющимися во времени чувствительностью и способами индикации характеристик облаков [ 7 ]. ИСЗ ненадежно фиксируют тонкие перистые облака, облачность над снегом и льдом, а ночью [ 17, 27 ], не фиксируют просвечивающие туманы [ 7 ].

Все это приводит к занижению в полярных районах количества облаков по данным ИСЗ по сравнению с наземными наблюдениями. Наибольшие расхождения между ними отмечаются севернее 55о с.ш.. Разница в полученных данных равномерно возрастает и к 85о с.ш. достигает 2,5 ( 3,5 и более баллов [ 21, 22 ]. Особенно велики расхождения при несплошной облачности [ 14 ]. На значительные расхождения в данных, полученных разными методами, указывается также в работе [ 26 ]. Таким образом, поступающая в настоящее время информация ИСЗ не имеет необходимой точности, а потому использование данных ИСЗ в климатологических исследованиях облачности высоких широт пока вряд ли целесообразно. Для этих целей по-прежнему применяются результаты наземных наблюдений.

Существенным дополнением к ним являются материалы ЛМО. Эта обсерватория ежегодно работала в Российской Арктике с 1948 по 1964 г., в основном в навигационный период ( с июня по сентябрь ), хотя в небольшом количестве совершались полеты и в другие месяцы, даже в зимние. Обычно полеты производились из нескольких пунктов западного и восточного районов Российской Арктики к северу и обратно. В результате получен ценный материал по характеристикам облаков и туманов в этих районах. Многие параметры облаков, определенные по наблюдениям ЛМО, являются более достоверными, чем по данным наземных наблюдений. Это относится, прежде всего, к формам облаков, их повторяемости ( особенно облаков среднего и верхнего ярусов ), границам, горизонтальной протяженности и т.д. Имеющиеся в настоящее время материалы ЛМО дают, хотя и довольно общее, но единственное представление о пространственной и микрофизической структуре облаков и туманов.

В данной статье при климатологической характеристике арктической облачности для освещения ее пространственно-временных изменений используются материалы наземных метеорологических наблюдений, а сведения о формах облаков и их параметрах представлены по наблюдениям ЛМО. При этом необходимо иметь в виду, что данные, полученные ЛМО, несмотря на достоверность, следует считать все же ориентировочными из-за сравнительно небольшого количества наблюдений.

Для характеристики пространственно-временного распределения облачности в Арктике использованы материалы наблюдений российских и зарубежных полярных станций за 40 лет, дрейфующих станций "Северный полюс", а также попутные судовые наблюдения. Наблюдения дрейфующих станций обработаны по методике З.М.Прик, основная суть которой заключается в осреднении данных по группам станций. Состав этих групп и их среднее местоположение меняются в разные месяцы [ 19 ]. Судовые наблюдения обобщены по квадратам размером 5о по широте и 10о по долготе в Гренландском, Норвежском и Баренцевом морях и 1х5о в остальных морях Российской Арктики. В качестве основных климатических показателей количества облаков приняты: среднее значение, повторяемость различных отметок облачности и среднее число ясных и пасмурных дней. Данные получены из рядов наблюдений, объединенных за все сроки. Повторяемость различных отметок облачности представлена по трем градациям: ясное состояние неба ( 0(2 балла ), полуясное ( 3(7 баллов ) и пасмурное ( 8(10 баллов ). Повторяемость ясного и пасмурного состояния определена в процентах от общего многолетнего числа наблюдений за каждый конкретный месяц, а полуясного ( как дополнение до 100 % .

Общепринятое подразделение состояния неба на ясное ( 0(2 балла ) и пасмурное ( 8(10 баллов ) недостаточно точно отражает структуру арктических облаков. Анализ повторяемости каждого балла общей облачности, проведенный по наблюдениям сети российских полярных и дрейфующих станций показал, что внутри рассматриваемых градаций отмечается резко выраженное преобладание крайних баллов: полностью чистого неба ( 0 баллов ) и сплошной облачности ( 10 баллов ). При этом в летние месяцы и осенью отмечается абсолютное преобладание 10-балльной облачности, например, в июле 71(92 % при общей повторяемости соответствующей градации (8(10 баллов) 72(95 %. В зимне-весенний период характерно резкое преобладание облачности 0 и 10 баллов, суммарная повторяемость которых составляет 80(90 %. В результате значение средней облачности фактически очень далеко отстоит от ее модального значения и не всегда отражает степень наиболее часто наблюдаемой закрытости горизонта. Это особенно четко выражено в зимние месяцы, когда повторяемость баллов, наиболее близких к средней облачности не превышает 5(10 % [ 9 ]. Поэтому для объективной характеристики облачности в Арктике следует пользоваться не каким-либо одним ее параметром, а их комплексом.

Ясным считается день, в течение которого сумма отметок облачности за 4 ( 8 ) сроков не превышает 7 ( 14 ) баллов, пасмурным ( когда сумма отметок не менее 33 ( 66 ) баллов. Введенное с 1969 г. дополнительное условие, согласно которому ясным считается день, когда ни в один из сроков облачность не превышала 5 баллов [ 18 ], привело к некоторому занижению ( на 1(2 дня ) среднего числа ясных дней в зимние месяцы. Все указанные выше характеристики рассмотрены как для общей (включающей облака всех ярусов), так и для нижней (только облака нижнего яруса) облачности.

Морфология и сплоченность облачного покрова над Арктикой определяются, главным образом, циркуляцией атмосферы и воздействием подстилающей поверхности. Однородность последней способствует сравнительно небольшой пространственной изменчивости облачности, но резко выраженные сезонные изменения режима центров действия атмосферы приводят к существенной перестройке полей облачности от зимы к лету.

Годовой ход облачности характеризуется в целом наибольшими ее значениями в период с мая по октябрь и наименьшими ( с ноября по апрель. Следует отметить, что при переходе от зимнего режима к летнему, особенно от апреля к маю, наблюдается очень интенсивное увеличение облачности. В большинстве районов Арктики наиболее четко максимум выражен в августе(октябре, а минимум ( в январе(марте ( рис.1 ). Амплитуда годового хода общей облачности составляет над южной частью Баренцева моря около 1 балла, над окраинными морями (2(3 балла, а над акваторией центральной части Северного Ледовитого океана достигает 5 баллов. Однако в связи с различием циркуляционных процессов в разных районах Арктики годовой ход средней облачности имеет более сложный характер. Так, над морями Баренцевым, Карским и Лаптевых отмечается вторичное уменьшение облачности в июле, что связано с ослаблением циклоничности в этом месяце. Над Чукотским морем вторичное снижение облачности в годовом ходе смещается на июнь и также связано с уменьшением в это время числа проходящих над морем циклонов до 3-4 за месяц, тогда как в мае и июле наблюдается до 5(6 циклонов в месяц.

Характерной особенностью пространственно-временной структуры полей средней облачности является то, что в период с мая по октябрь наибольшие значения средней общей облачности отмечаются над акваторией Северного Ледовитого океана ( свыше 8 баллов ), достигая в приполюсном районе 9 ( 9,5 баллов. Лишь при переходе на сушу количество облаков уменьшается до 7 баллов ( рис.2 а ). Такая значительная и устойчивая облачность связана как с интенсивной циклонической деятельностью, так и с воздействием холодного океана, покрытого тающим льдом, над которым воздушные массы быстро трансформируются, способствуя образованию частых инверсий, туманов и низких слоистых облаков.

К зиме количество облаков над большей частью Северного Ледовитого океана резко сокращается и составляет в январе 4(5 баллов ( рис.2 б ). Наименьшая средняя облачность отмечается в это время севернее Восточно-Сибирского моря, чему способствует тенденция к антициклонической циркуляции в данном районе, а также удаленность его от источников увлажнения. Область максимальной облачности ( около 9 баллов ) смещается из приполюсного района на южную часть Баренцева моря [ 1, 9 ].

Отмеченные особенности пространственно-временного распределения средней и общей облачности находятся в полном соответствии с распределением повторяемости пасмурного и ясного состояния неба. Летом наибольшая повторяемость пасмурного неба ( 8(10 баллов ) по общей облачности, превышающая 90 %, характерна для приполюсного района и северной части Баренцева моря. К югу вероятность пасмурной погоды уменьшается до 75 % вдоль азиатского побережья, до 65(70 % над южной частью Баренцева моря и до 60(65 % у берегов Канады и Северной Гренландии ( рис.3 а ).

С мая по сентябрь повторяемость пасмурного состояния неба меняется мало и достигает максимума в сентябре(октябре. В ноябре она начинает быстро уменьшаться, а в январе(марте становится минимальной. В эти месяцы наименьшая повторяемость пасмурного неба ( 35(40% ) отмечается над морем Лаптевых, районами севернее Восточно-Сибирского моря и островами Канадского Арктического архипелага ( рис.3 б ). Наиболее часто ( более 70 % ) пасмурная погода зимой наблюдается над южной частью Баренцева моря. Здесь она обусловлена активной циклонической деятельностью вдоль ложбины исландского минимума. В связи с тем, что восточнее архипелага Новая Земля интенсивность атлантических циклонов быстро ослабевает, повторяемость пасмурного неба над Карским морем уменьшается от 65 % в районе Карских Ворот до 40(45 % у берегов Северной Земли. От марта к маю повсеместно происходит значительное увеличение как общей облачности, так и повторяемости пасмурного неба.

Ясное небо ( 0(2 балла ) по общей облачности над акваторией Северного Ледовитого океана летом отмечается не чаще, чем в 10 % всего времени, а в приполюсном районе еще реже ( менее 5% ). В прибрежной зоне шельфовых морей повторяемость ясной погоды обычно не превышает 15 %, и лишь в юго-восточной части Карского моря она больше 20 % . От лета к зиме повторяемость ясного неба над центральной частью Северного Ледовитого океана возрастает в 5 (10 раз и превышает над значительной его частью 50 %. Для зимних месяцев характерны резкие контрасты повторяемости ясного неба над Баренцевым и Гренландским морями, где она быстро уменьшается от 35(40 % на северной периферии до 8(10 % в центральных частях этих морей. В Чукотском море вероятность ясной погоды зимой составляет около 35 % [ 1, 9 ].

Указанные закономерности годового хода различных состояний неба по общей облачности наглядно иллюстрирует рис.4, на котором представлены данные трех полярных станций, расположенных в разных районах Российской Арктики.

Процентная повторяемость ясного и пасмурного неба характеризует суммарную продолжительность этих состояний. Распределение ясной и пасмурной погоды в течение месяца показывает число ясных и пасмурных дней. В целом в Арктике число пасмурных дней значительно превышает число ясных дней: над морями Лаптевых, Восточно-Сибирским и прилегающей центральной частью Северного Ледовитого океана в 3(4 раза, над Чукотским морем в 4(6 раз, а над некоторыми районами Баренцева моря в 10(15 раз. Однако вследствие резко выраженного годового хода соотношение числа ясных и пасмурных дней в различные сезоны меняется: летом различия возрастают , зимой же над районами с преобладающим антициклоническим режимом погоды число ясных дней превышает число пасмурных. Наибольшее в годовом ходе число пасмурных дней наблюдается летом. В приполюсном районе оно достигает в среднем 26(28 дней за месяц, в отдельные годы пасмурная погода отмечается в течение всего месяца. По направлению к материкам число пасмурных дней быстро убывает и в прибрежной зоне составляет 18(20 за месяц.

В целом над акваторией арктических морей повсеместно с мая по октябрь для более чем половины всех дней характерно пасмурное состояние неба. Наибольшее число пасмурных дней в этот период повсюду превышает 25 за месяц, иногда достигает 30. Начиная с ноября-декабря число пасмурных дней быстро уменьшается и в январе не превышает в среднем 6(8 над большей частью Арктического бассейна, 8(10 над Чукотским морем, и лишь над центральной частью Баренцева моря число пасмурных дней сравнительно мало отличается от летнего и составляет 18(20 за месяц. Четко выраженный годовой минимум отсутствует ( с января по март число пасмурных дней примерно одинаково, но в апреле начинает интенсивно возрастать [ 1, 9 ].

Годовой ход числа ясных дней имеет противоположный характер, причем относительные контрасты зимы и лета значительно больше, чем для числа пасмурных дней ( хотя и уступают по абсолютным значениям ). Зимой над большей частью центра Северного Ледовитого океана среднее число ясных дней достигает 8(10, а в отдельные годы 15(20 за месяц. Над Чукотским морем оно составляет 5(7, над Баренцевым морем отмечается, как правило, не более 2 ясных дней за месяц. В летние месяцы над всей акваторией Северного Ледовитого океана число ясных дней не превышает 2 в месяц, а над его центральной частью такие дни отмечаются 2(5 раз за 10 лет.

Основной составляющей общей облачности являются облака нижнего яруса. Поскольку в зарубежных публикациях соответствующие материалы обычно отсутствуют, приводимые ниже сведения получены только по данным российских полярных станций. Рассмотренные закономерности годового хода всех характеристик общей облачности в целом сохраняются и для нижней ( см. рис.1, 4 ). Однако следует отметить, что при меньших, чем по общей облачности, значениях среднего балла, амплитуды его годового хода несколько больше и составляют от 3 до 7 баллов (по общей облачности 2(5 баллов), ( см. рис. 1 ).

Повторяемость пасмурного неба по нижней облачности значительно меньше, а повторяемость ясного неба больше, чем по общей облачности. В южных районах Российской Арктики с июня по октябрь эта разница составляет примерно 20%, но зимой, когда низкие облака бывают реже, она возрастает до 30(35 %. Над акваторией Северного Ледовитого океана в летне-осенний период повторяемость пасмурного неба примерно на 15 % меньше, чем по общей облачности, а повторяемость ясного неба примерно на столько же больше. Зимой эти различия возрастают более, чем в 2 раза. Характерно, что нижняя облачность обычно наблюдается в виде обширных массивов, занимающих более половины небосвода. Об этом свидетельствует высокая повторяемость нижней облачности в количестве, превышающем 5 баллов, которая для разных районов Арктики составляет 20(30 % в зимнее время и 70(90 % в период с июня по сентябрь.

Большой интерес представляет вопрос об устойчивости ясной и пасмурной погоды как по общей, так и по нижней облачности. Для такой оценки обычно используются коэффициенты устойчивости К, представляющие собой отношение числа ясных и пасмурных дней ( в процентах от числа всех дней в месяце ) соответственно и повторяемости ясного ( 0(2 балла ) и пасмурного ( 8(10 баллов ) состояний неба. Наибольшая устойчивость ясной погоды характерна для зимних и весенних месяцев, когда она часто отмечается несколько суток подряд. При этом следует отметить, что ясная погода по нижней облачности ( К приближается к единице) более устойчива, чем по общей облачности ( К преимущественно менее 0,5). В летний период длительные периоды ясной погоды исключительно редки. Пасмурная погода, наоборот, наиболее устойчива с июня по октябрь, когда коэффициенты устойчивости близки к единице.

Суточный ход облачности довольно сложен. Он неодинаков для различных форм облаков. Как отмечал В.Ю.Визе [ 23 ], осенью и в конце зимы характерные для Арктики тонкие облака, через которые часто просвечивают звезды, ночью остаются незамеченными. Поэтому количество облачности в ночные часы занижается. Только в высоких широтах в полярную ночь условия освещенности в течение суток одинаковы и суточный ход не искажен. Согласно данным В.Ю.Визе, анализировавшего суточный ход облачности во время дрейфа л/п "Г. Седов", а также по материалам наиболее северной полярной станции о-в Рудольфа и станций "Северный полюс", дрейфовавших севернее 85о с.ш., облачность в период полярной ночи в ночные и ранние утренние часы несколько больше, чем в дневные, но амплитуда ее изменений очень мала.

Аналогичный суточный ход получен в период полярного дня, когда условия освещенности в течение суток тоже одинаковы и суточный ход не искажен. На основании этого В.Ю.Визе считал, что поскольку суточный ход облачности зимой и летом одинаков, то он должен быть таким же и в остальные сезоны. Анализ многолетних наблюдений ряда полярных станций показал, что наиболее типичны амплитуды суточного хода, не превышающие пределы точности наблюдений ( 1(1,5 балла ).

В целом облачность является достаточно устойчивой климатической характеристикой, межгодовые колебания которой сравнительно невелики. По данным полярных станций среднеквадратические отклонения (() среднемесячных значений облачности в зимний период находятся, как правило, в пределах 1,0(1,5 баллов, при этом максимум может приходиться на различные месяцы зимы. Наименьшая изменчивость облачности отмечается в конце лета ( начале осени ( ( составляет 0,5(0,6 балла ). Коэффициенты вариации количества облачности невелики: 0,2(0,3 в зимние месяцы и не более 0,1 летом и осенью. Среднеквадратическое отклонение от среднего суточного количества общей облачности превышает указанные значения для среднемесячных и составляет зимой 3,0(3,5 балла, а летом 1,6(2,7 балла.

Анализ параметров изменчивости общего количества облаков представляет наибольший интерес с точки зрения исследования короткопериодных колебаний климата, поскольку именно с облачностью тесно связаны изменения потоков радиации и гидротермического режима земной поверхности и атмосферы. По данным исследований [ 3 ], выполненных на основании спутниковой информации, с 1966 г. по настоящее время наблюдается общая тенденция увеличения среднегодового балла облачности в обоих полушариях. Однако в северном полушарии этот рост несколько меньше, чем в южном ( коэффициенты линейного тренда соответственно 0,26 и 0,60 ). На фоне общего роста отмечены три периода уменьшения облачности: в 1966 г., 1975 г. и с 1988 г. Процесс, начавшийся в 1988 г. , продолжился и в 1989 г.

Особенностью зонального распределения облачности в 1984-1989 гг. явилось то, что в полярных широтах северного полушария положительные и отрицательные аномалии в 1984-1986 гг. попеременно замещали друг друга, а с 1987 г. стало заметным преобладание отрицательных аномалий. Такие выводы, возможно, являются следствием ненадежности результатов спутниковых наблюдений [ 26 ].

Большой интерес вызывает вопрос о будущих тенденциях в изменении облачности арктического региона. Экспертная оценка ожидаемых климатических условий в Арктике на период до 2005 г. ( с учетом антропогенных воздействий ) показала, что в Российской Арктике годовое количество общей облачности будет колебаться в существующих пределах с пиками и спадами в отдельные годы [ 16 ]. В качестве метрических характеристик форм облаков в настоящей работе приняты следующие параметры: горизонтальная протяженность, высоты верхней и нижней границ и мощность.

Горизонтальная протяженность облаков получена по данным наблюдений с самолетов. Высоты нижней и верхней границ определены соответственно по резкому ухудшению и улучшению видимости при полете, а мощность облака ( как разность высот верхней и нижней границ. Все средние характеристики указанных параметров получены путем суммирования значений, относящихся к одной форме, и деления этой суммы на число наблюдений.

По данным наземных наблюдений наиболее распространенной формой облаков в Арктике являются слоистые облака St , характерные для устойчивой воздушной массы. Они существуют в течение всего года. В связи с тем, что однородные воздушные массы с устойчивой термической стратификацией охватывают обширные районы Арктики, горизонтальная протяженность этих облаков может составлять сотни и даже тысячи километров. Однако чаще всего она не превышает 600 км. В западной части Российской Арктики такая протяженность наблюдается в 80(90 % случаев, при этом 40 % приходится на протяженность до 200 км [ 13 ].

Поскольку указанные термические условия в Арктике наиболее характерны для летнего периода, повторяемость этих облаков значительно возрастает от холодного периода к теплому. Независимо от времени года повторяемость данной формы облаков больше в районах, удаленных от основных центров действия атмосферы. В ряде пунктов она составляет до 40 % всех наблюдений. В 70 % случаев слоистые облака встречаются в количестве 8(10 баллов.

Нижняя граница слоистых облаков St располагается в среднем на высоте 170 м летом и 350 м ( зимой, но мощность летних облаков ( 400 м ) больше, чем зимних ( 150 м ) [ 8, 20 ]. Колебания границ облаков весьма значительны. Однако анализ повторяемости высот этих границ в различных слоях атмосферы показал, что в 88 % случаев нижняя граница слоистых облаков находилась в нижнем 600-метровом слое. Верхняя граница этой формы облачности в 74 % случаев не превышала 1000 м [ 12 ]. Слоистые облака в теплое полугодие часто смыкаются с туманами, повторяемость которых в Арктике велика, а иногда они опускаются до поверхности земли [ 11 ].

Характерной особенностью положения нижней и верхней границ слоистых облаков является их понижение от побережья к высоким широтам в летний период. Например, средняя высота верхней границы слоистых облаков в районе 70(75о с.ш. составила 770 м, а в районе Северного полюса ( 544 м [ 6 ]. Понижение нижней границы связано с понижением уровня конденсации водяного пара в указанном районе. Верхняя граница облаков обусловлена высотой инверсий, которые являются задерживающим слоем, препятствующим вертикальному переносу водяного пара [ 6 ].

Второй наиболее распространенной формой облаков в Арктике являются слоисто-кучевые Sc, которые, как правило, образуются также в устойчивой воздушной массе, но в результате волновых движений в слоях инверсий, расположенных в нижней тропосфере. Повторяемость этой формы хотя и близка к повторяемости слоистых облаков, однако более часто, особенно в летний период, бывает больше. Минимальная повторяемость Sc отмечается в холодный период года ( 12(18 % ), но уже в мае их повторяемость составляет 28(34 %, а в начале осени достигает 47 %. Как правило, в 60 % случаев эта форма облаков отмечается в количестве 8(10 баллов. Нижняя граница Sc располагается в среднем на высоте 450 м летом и 650 м ( зимой. Вертикальная протяженность этой формы облаков от 450 м зимой до 600 м ( летом [ 8, 20 ].

Экстремальные значения границ слоисто-кучевых облаков, как и слоистых, также колеблются в широком диапазоне. Наиболее часто нижняя граница слоисто-кучевых облаков расположена в слое 200(600 м ( 35 % ), а верхняя ( в слое 600(1400 м ( 50 % ) [ 13 ]. Горизонтальная протяженность Sc в целом такая же, как и St. Однако протяженность Sc до 200 км наблюдается реже ( например, в западном районе Российской Арктики около 30 % ) [ 12 ].

Другие формы облаков нижнего яруса, а также облака вертикального развития для Арктики не характерны, повторяемость их обычно не превышает 10 %. Следует отметить, что большая повторяемость облаков St и Sc приводит к маскированию облаков вертикального развития для наземного наблюдателя. Тем не менее при работах ЛМО были неоднократно отмечены случаи появления кучево-дождевых облаков Cb выше слоя слоисто-кучевых. Наиболее благоприятен для их образования летне-осенний период, когда достаточный контраст температуры воздуха над морем и сушей ( или льдом ) обусловливает при переносе более холодного воздуха с материка или ледяного поля на сравнительно теплую морскую поверхность развитие конвекции. По экспериментальным данным этот контраст составляет не менее 4(5 оC [ 10 ]. Наличие в слое развития облака задерживающих прослоек, перемежающихся с неустойчивыми прослойками, ограничивает развитие такого облака по вертикали. Вследствие этого возникающие над водной поверхностью кучево-дождевые облака, как правило, не имеют наковален, а вертикальная мощность их сравнительно невелика ( 500(2000 м ) [ 10 ]. Фронтальные кучево-дождевые облака отличаются, как правило, большей мощностью. Отмечены случаи, когда эти облака при самолетном зондировании не были пробиты до высоты 6000 м.

Средняя высота нижней границы слоисто-дождевых облаков Ns составляет в летне-осенний период 500 м [ 20 ]. В это время года слоисто-дождевые облака являются наиболее мощными по сравнению с другими формами, но однако их мощность все же относительно невелика ( средняя (1500 м ) [ 20 ], в отдельных случаях ( не более 4000 м [ 11 ]. Горизонтальная протяженность составляет примерно 250 км [ 12 ].

В Арктике отмечается особая разновидность облачности, относящаяся к типу слоистых облаков, так называемая облачная пелена. Она представляет собой тонкий белесый слой продуктов конденсации, который формируется под инверсионным слоем в холодное время года. Высота нижней границы пелены колеблется от 30 до 200 м. Облачная пелена ( весьма частое явление в период полярной ночи в Арктике, особенно над дрейфующими льдами [ 4 ].

Правильный учет облаков среднего яруса по данным наземных наблюдений возможен лишь при отсутствии облаков нижнего яруса или других явлений погоды, ухудшающих видимость в приземном слое. В летнее время исследование облаков среднего яруса затруднено вследствие исключительно частой повторяемости туманов и облаков нижнего яруса, а зимой ( наличием полярной ночи и метелей [ 5, 7, 8 ]. Однако результаты наблюдений ЛМО свидетельствуют о значительной повторяемости облаков среднего яруса. Так, из 183 полетов в летне(осенний период, выполненных выше уровня верхней границы облаков нижнего яруса, в 96% случаев отмечались высококучевые Ас и высокослоистые As облака. В весенний период повторяемость этих форм облаков составила всего 35 % [ 5 ].

По данным наземных наблюдений, фиксирующим лишь видимую часть Ас и As, высококучевые облака отмечаются в 10(30 % случаев, причем в летний период повторяемость их меньше, чем в холодный [ 7 ]. Последнее обстоятельство обусловлено не только закрытостью облаками нижнего яруса, но и тесной связью между повторяемостью инверсионной стратификации в средней тропосфере и Ас [ 8 ]. Максимум повторяемости таких инверсий ( 80 % ) приходится на период с мая по октябрь, т.е. на период наибольшей повторяемости облаков нижнего яруса. По этой причине эффект маскировки облаками нижнего яруса хотя и уменьшает процентную повторяемость Ас, особенно в теплую часть года, все же не искажает картины фактического годового распределения. Высококучевые облака чаще всего отмечаются в количестве 1(2 или 8(10 баллов. Эта форма облаков обычно располагается в слое 2600-3050 м при средней мощности менее 500 м [ 5 ].

Высокослоистые облака в Арктике наблюдаются чаще, чем высококучевые. Их внутригодовая повторяемость тесно связана с циклонической деятельностью и потому в теплый период года их повторяемость в 2(3 раза меньше, чем в холодный. Высокослоистые облака чаще всего отмечаются в сочетании с другими формами, в остальных случаях они фиксируются в основном в количестве 8(10 баллов [ 7 ]. Эта форма облаков располагается в слое 2350(3150 м при средней мощности 800 м [ 5 ].

Экстремальное положение границ среднего яруса варьирует в большом диапазоне, превышающем 4000 м. Так, нижняя граница этих облаков отмечалась на высоте 1000 и 5500 м. В 95 % случаев нижняя граница As и Ac отмечена в слое 1,4(3,4 км. Наибольшая повторяемость ( 69 %) верхней границы As характерна для слоя 2,2(3,4 км. У облаков Ас в 72 % случаев повторяемость верхней границы зарегистрирована в слое 2,6(3,4 км. Следует отметить сравнительно большую повторяемость верхней границы обеих форм облаков выше 4,6 км ( у As ( 16 %, у Ac ( 10 % ). Чаще всего к указанной границе относятся фронтальные облачные системы. В практике полетов ЛМО отмечено несколько случаев, когда верхняя граница фронтальных облаков среднего яруса не была пробита до высоты 6000 м. По имеющимся данным облака фронтальных систем в районе побережья могут достигать высоты 7000(9000 м, а их мощность превышать 1000 м. Мощность облаков среднего яруса внутримассового происхождения невелика и редко достигает 1000 м, составляя в среднем 420 м. Высококучевые облака тоньше, их средняя мощность равна 360 м [ 5 ].

Горизонтальная протяженность облаков среднего яруса составляет в среднем около 600 км. Наибольшая протяженность отмечена у As оp ( 1015 км ), наименьшая - у Ac tr ( 210 км ) [ 5 ]. Для As ( как и для St ) , характерны наибольшие сезонные изменения горизонтальной протяженности, которая от холодного периода к теплому возрастает в среднем на 150(200 км [ 13 ].

Указанные недостатки в проведении наземных наблюдений за облаками среднего яруса еще в большей степени относятся к данным наблюдений за облаками верхнего яруса. Эти облака связаны, главным образом, с атмосферными фронтами [ 2 ]. Наиболее распространенной формой верхнего яруса являются перистые облака Ci , отмечавшиеся в 80 %, перисто-слоистые Cs отмечаются всего в 16 %, а перисто-кучевые Сс - в 4 % случаев [ 7 ]. Такое распределение повторяемости облаков верхнего яруса по формам свидетельствует о том, что в Арктике при образовании облаков в верхней тропосфере чаще всего наблюдается сложный характер вертикальных движений. Упорядоченные вертикальные движения в верхней тропосфере не являются доминирующими, что вполне естественно, если учесть преобладание разрушающихся фронтов над рассматриваемой территорией.

Сплошная или близкая к сплошной облачность верхнего яруса харктерна лишь для Cs. Так, по данным наблюдений ЛМО в августе(сентябре 1959 г. в районе моря Лаптевых и отчасти в центральной части арктического бассейна повторяемость облаков 8(10 баллов составила для Cs 92 %, Cc 50 % и Ci 29 %. В то же время повторяемость облаков до 5 баллов была для Cs 2 %, Cс 38 % и Ci 55 % [ 2 ].

Нижняя граница облаков верхнего яруса в теплое полугодие наблюдалась на высотах от 5 до 9 км при наибольшей повторяемости на 5(6 км ( 67 % ), а в холодное ( в слое 4( 7 км, причем максимальная повторяемость отмечалась в слое 5(6 км и составляла 86 %. Верхняя граница облаков верхнего яруса в теплое полугодие располагалась в слое от 5 до 11 км с максимумом повторяемости на 7(9 км ( 61 % ), а в холодное полугодие ( в пределах 6(10 км при максимуме на 6(7 км ( 43 % ) [ 2 ].

По данным работы [ 12 ] средние высоты нижней границы верхних облаков над арктическими морями и центральной части Арктического бассейна составили для перистых облаков ( 5,6 км, для перисто-слоистых ( 5,8 км. Максимальные высоты составили соответственно 6,5 и 8,5 км, а минимальные для обеих облачных систем ( 4,0 км.

Вертикальная протяженность облаков верхнего яруса изменяется от нескольких сотен метров до 4 км. Наибольшую повторяемость имеет мощность облаков от 1,1 до 3,0 км, которая составляет в теплый период 70 %, а в холодный ( 50 %. Теплые фронты характеризуются более значительной вертикальной протяженностью облаков, холодные и фронты окклюзии ( меньшей. Наименьшую мощность имеют в среднем внутримассовые облака верхнего яруса. С увеличением широты высота и мощность облаков верхнего яруса, как и соответствующие характеристики облаков других ярусов, уменьшаются [ 2 ].

Горизонтальная протяженность облаков верхнего яруса изменяется в больших пределах и определяется, главным образом, синоптическими условиями ее формирования. Наиболее значительные по горизонтальной протяженности зоны облаков связаны с теплыми фронтами. В ряде случаев благоприятные условия для образования верхней облачности создаются и при антициклональных положениях. Средняя ширина зон высоких облаков составляет 250 км. Наибольшую повторяемость имеет следующая ширина зон: до 100 км ( около 32 %, 100(200 км - около 24 %, 200(300 км ( около 24 %, а более 800 км ( всего лишь примерно 3 %.

Преобладание тех или иных форм облаков над арктическим регионом меняется в зависимости как от сезона, так и от района, что связано с циркуляционными особенностями и различиями в характере подстилающей поверхности [ 15 ].

Таким образом, характерной особенностью пространственно-временной структуры арктической облачности является то, что наибольшая облачность в Арктике отмечается в период с мая-июня по октябрь. Для этого времени характерны: наибольший балл средней облачности ( общая облачность над приполюсным районом 9(9,5 баллов, при переходе на сушу ( 7 баллов ); наибольшие повторяемость пасмурного состояния неба ( по общей облачности над приполюсным районом и южной частью Баренцева моря ( свыше 90 % ) и число пасмурных дней ( в приполюсном районе более 26, у побережий ( 16(20) и соответственно наименьшие повторяемость ясного неба и числа ясных дней ( над всей акваторией Северного Ледовитого океана не более 2 дней в месяц ).

Пасмурная погода в летне-осенний период отличается большой устойчивостью ( коэффициент устойчивости близок к единице ). Наибольшая устойчивость ясной погоды характерна для зимних и весенних месяцев, когда она часто отмечается несколько суток подряд.

При четко выраженном годовом ходе облачности с максимумом в августе(октябре и минимумом в январе(марте изменения ее количества в течение суток незначительны и в большинстве случаев не превышают 1 балла. Наибольшая амплитуда годового хода характерна для центральной части Северного Ледовитого океана ( до 5 баллов ). Наибольшую повторяемость в Арктике имеют облака слоистых форм, особенно нижнего яруса. В летний период эти облака отмечаются почти в половине случаев, а вместе с туманами составляют более 70 %.

Для арктических облаков характерны относительно небольшая протяженность и более низкое расположение по сравнению с облаками аналогичных форм умеренных широт. Отличительной особенностью являются также сезонно-широтные изменения параметров облаков (максимальные значения в летний период, уменьшение величин с увеличением широты). Причины такого явления заключаются в изменении вертикальной стратификации атмосферы и циркуляционных условий.

Первоочередной задачей дальнейших исследований должно быть изучение динамики облачных форм на базе современных наблюдений и их параметров, получение трендовых оценок и параметризация облачности для целей моделирования радиационного режима. Поскольку изменчивость облаков над арктическим регионом может существенно влиять на градиент планетарного альбедо и обмен энергии у поверхности земли [ 25 ], для изучения изменений климата важен мониторинг полярного облачного покрова, поэтому контроль состояния облачного неба при региональном мониторинге климата Арктики должен быть обязательно учтен.

Список литературы

  1. Атлас океанов. Северный Ледовитый океан. (М.: Изд. МО СССР, ВМФ, 1980. ( 184 с.
  2. Баранов А.М. Об облаках верхнего яруса над Арктикой // Тр.ААНИИ. ( 1962. ( Т.239. ( С.111-120.
  3. Бирман Б.А., Позднякова Т.Г. Климатический мониторинг глобальной облачности и радиации // Метеорология и гидрология. ( 1991. ( №4. ( С.104-110.
  4. Брязгин Н.Н. Облачная пелена в Арктике // Проблемы Арктики и Антарктики. ( 1961. (Вып.9. (С.75-77.
  5. Бурова Л.П., Воскресенский А.И. Метеорологические условия обледенения в облаках типа As и Ac // Тр.ААНИИ. ( 1962. ( Т.239. ( С.95-103.
  6. Воскресенский А.И., Чуканин К.И. Метеорологические условия обледенения в облаках типа St и Sc // Тр.ААНИИ. ( 1959. ( Т.228. ( С.124-134.
  7. Воскресенский А.И., Брязгин Н.Н. О мониторинге облачности Арктики.- В кн.: Мониторинг климата Арктики. ( Л.: Гидрометеоиздат. ( 1988. ( С.96-105.
  8. Воскресенский А.И., Каримова Г.У. Повторяемость и балльность облаков среднего и верхнего ярусов в Арктике в период МГГ и МГСС // Тр.ААНИИ. ( 1964. ( Т.266. ( С.66-89.
  9. Гледенова Н.К., Петров Л.С. Облачность над Северным Ледовитым океаном // Тр.ААНИИ. ( 1983. ( Т.381. ( С.68-77.
  10. Дергач А.Л. Исследование кучево-дождевого облака без наковальни // Тр.ААНИИ. ( 1959. ( Т.228. ( С.124-134.
  11. Дергач А.Л. Результаты исследования фронтальных облаков // Тр.ААНИИ. ( 1959. ( Т.228. ( С.100-112.
  12. Заварина М.В., Дюжева О.Г. Горизонтальная протяженность облаков в Арктике // Проблемы Арктики. ( 1959. ( Вып.6. ( С.71-80.
  13. Заварина М.В., Ромашева М.К. Мощность облаков над арктическими морями и Центральной Арктикой // Проблемы Арктики. ( 1957. ( Вып.2. ( С.127-132.
  14. Зябриков В.А., Шаповалов В.Ф. К вопросу об оценке количества облаков при спутниковых и наземных наблюдениях // Тр.ГГО. ( 1980. ( Вып.440. ( С.6-9.
  15. Климат полярных районов./ Под ред. С. Орвига. Пер. с англ.- (Л.: Гидрометеоиздат, 1973. ( 443 с.
  16. Климатический режим Арктики на рубеже XX и XXI веков. (Л.: Гидрометеоиздат, (1991. ( 200 с.
  17. Кондратьев К.Я. Радиационный баланс Земли, аэрозоль и облака // Итоги науки и техники. Метеорология и климатология. ( 1983. ( Т.10. ( 316 с.
  18. Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Вып.3. Ч.II. ( Л.: Гидрометеоиздат, 1969. ( 115 с.
  19. Прик З.М. Климатологическая обработка материалов метеорологических наблюдений, произведенных на дрейфующих станциях. // Тр.ААНИИ. ( 1976. ( Т.328. ( С.4-21.
  20. Радиация в облачной атмосфере. / Под ред. Е.М.Фейгельсон. (Л.: Гидрометеоиздат, 1981. ( 280 с.
  21. Сонечкин Д.М. О сравнении данных спутниковых и наземных наблюдений количества облачности // Тр.ГМЦ СССР. ( 1967. ( Вып.11. ( С.47-55.
  22. Титов В.И. Климатическая облачность по спутниковым данным // Тр. ВНИИГМИ МЦД. ( 1983. ( Вып.108. ( С. 3-26.
  23. Труды дрейфующей экспедиции Главсевморпути на л/п "Г.Седов" (1937-1940). Т.II. Метеорология. ( Л.: Изд-во Главсевморпути, 1951. ( 416 с.
  24. Hunt B.C. An examination of some fiedback mechanisms in the carbon dioxide. Climate problem // Tellus. ( 1981. ( Vol.33. №1. ( P.78-88.
  25. Key J. Cloud cover analysis with Arctic advanced very high resolution radiometer data: 2. Classification with spectral and textural measures// J. Geophys. Res.D. ( 1990. (Vol 95, №6. ( P.7661-7675.
  26. Mokhov I., Schlesinger M. Analysis of global cloudiness. Comparison of ground - based and satellite - based cloud climatologies : [Pap.] ist Sci. Conf. Int. Glob. Atmos. Chem. [IGAC], Eilat, Israel, Apr. 18-22, 1993. // J. Geophys. Res.D. ( 1994. (Vol 99, №8. ( P.17045-17065.
  27. Welch R.M., Kuo K.S., Sengupta S.K. Textural characteristics of cloud - and ice- covered surfaces in polar region // JGARSS`89.: Remote Sens.: Econ. Tool Nineties [and] 12-th Can. Symp. Remote Sens. Vancouver, (N.Y.), July 10-14, ( 1989. ( Vol.5. ( P. 2773-2776.

Подрисуночные подписи

к статье Завьяловой И.Н. "Климатология арктических облаков".

Рис.1 Годовой ход средней общей (а) и нижней (б) облачности, баллы: 1 ( Амдерма; 2 ( о-ва Голомянный и Домашний; 3 ( о-в Диксон; 4 ( о-в Котельный; 5 ( Уэлен.

Рис.2 Средняя общая облачность в июле (а) и январе (б), баллы (по данным работы [ 1 ]).

Рис.3 Повторяемость пасмурного состояния неба по общей облачности в июле (а) и январе (б), % (по данным работы [ 1 ]).

Рис.4 Годовой ход повторяемости ясного, полуясного и пасмурного состояния неба по общей и нижней облачности: 1 ( повторяемость ясного неба ( 0(2 балла ); 2 ( повторяемость полуясного неба ( 3(7 баллов ); 3 ( повторяемость пасмурного неба ( 8(10 баллов ) Рис.1 Годовой ход средней общей (а) и нижней (б) облачности, баллы: 1 ( Амдерма; 2 ( о-ва Голомянный и Домашний; 3 ( о-в Диксон; 4 ( о-в Котельный; 5 ( Уэлен. Рис.4 Годовой ход повторяемости ясного, полуясного и пасмурного состояния неба по общей и нижней облачности: 1 ( повторяемость ясного неба ( 0(2 балла ); 2 ( повторяемость полуясного неба ( 3(7 баллов ); 3 ( повторяемость пасмурного неба ( 8(10 баллов )