Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Колебания уровня Северного Ледовитого океана и их роль в формировании гидрологического режима

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Колебания уровня Северного Ледовитого океана и их роль в формировании гидрологического режима"

^ П Т\

ГОСУДАРСТК2КНЫЯ КОМИТЕТ РСФСР ПО ДЕЛАМ НАУКИ И ВЫСШЕЙ ШКОЛЫ ЛЕНИНГРАДСКИЙ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

ПРОШУТИНСКИЙ Андрей Юрьевич

УДК (551.46.01.+ 551. 461) (268)

КОЛЕБАНИЯ УРОЕНЯ СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА И ИХ РОЛЬ В ФОРМИРОВАНИИ ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА

(Специальность 11.00.08 - океанология)

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Ка правах рукописи

Ленинград 1991

Работа выполнена в Арктическом и антарктическом научно-исследовательском институте.

Официальные оппоненты:

Доктор физико-математических наук Б. А. Каган

Доктор физико-математических наук С. С. Лаппо

Доктор географических наук Е Р. Фукс

Ведущая организация: Государственная морская академия им. С. О. Макарова

Защита состоится " /3" сС/ОИЯ 1991 года на заседании Специализированного Совета Д. 063.19.01 при Ленинградском гидрометеорологическом институте (195195, Ленинград, МалоохтинскиЯ пр. д. 98).

С диссертацией можно .ознакомиться в библиотеке ЛГШ

Отзывы на автореферат в двух экземплярах, заверенные печатью, просим направлять в ЛГШ.

Ученый секретарь

Специализированного

Совета Д. 063.19.01, а

доктор географических наук Ю. И. Ляхин

Автореферат разослан "9" ^МЛЬЯ 1991 года

. Ч I

ОЕИАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы. Северный Лэдоеитый океан (СЛО) является труднодоступным и до настоящего времени недостаточно изученным географическим объектом планета Специфические физико-географические особенности северной полярной области не позволяют однозначно использовать для его изучения опыт и традиционные методы исследования других океанов Земли. Попытки интенсификации экспедиционных исследований, в свою очередь, наталкиваются на значительные трудности, связанные как с большой стоимостью океанологических работ, так и с недостатком транспортных и технических средств. Планирование и обеспечение мореплавания, проектирование и гидрометеорологическое сопровождение нефтегазодобычи требуют исчерпывающих сведений о режиме различных элементов гидро- и атмосферы, в частности, информации о колебаниях уровня моря как постоянном и довольно внупительном факторе, способном активно влиять на человеческую деятельность в Арктике. Актуальность и практическая значимость диссертационной работы определяются необходимостью решения этих насуздых научных и хозяйственных проблем.

Сель и задачи работы. Целью диссертации является исследование закономерностей колебаний уровня на всей акватории Северного Ледовитого океана, определение роли колобаннй уроЕня в формировании особенностей гидрологического режима и разработгл зффек-ткэных методов расчета и прогноза уровня моря для обеспеченна научных и практических потребностей народного хозяйства

Достижение этой цели потребовало ресения следующих задач:

- дать современное описание режима колебаний уровня СЛО;

- определить роль колебаний уровня различных масштабов в формировании уровеншюго режима акнатории;

- разработать или адаптировать для океана чкслеш;ыз гидродинамические модели для воспроизведения, исследования а прогноза колебаний уровня различней прчроды;

- определить периоды собственных кэхебэхка уровня СЛО;

- получить характеристик;! пршягеггнх даизений воды и льда;

- исследовать особенности приливных, сгонно-нагонных и сезонных колебаний уровня с учетом ледяного покрова, раскрыть основные механизмы формирования этих явлений;

- разработать оперативный метод прогноза сгонно-нагонных колебаний уровня СЛО с эаблаговременностад) 5-6 суток;

- показать возмо>лости л практическую значимость использования колебаний уровня, уклонов свободной поверхности океана б качестве индикатора или интегрального показателя изменчивости. некоторых элементов гидрологического режима СЛО.

В связи с тем, что реальные колебания уровня являются ре-вульт.'у.'ом слокног'о взаимодействия возмущений свободной поверхности <:еана различной природы под влиянием целого спектра внешних с; ¡, в работе иослед/кпся лишь главные из них, традиционно используемые на прификс-: приливные, сгонио-нагонные и сезонные колебания. МехгодоЕые и тематические колебания уровня СЛО, неразрывно связанные с долгопериодной динамикой уровня всего Мирового океана, заслуживают отдельного изучения и в диссертации не рассматриваются.

Методика исследования. Е связи с недостатком натурной информации в диссертации используются методы численного гидродинамического моделирования. Оценка точности расчетов и достоверности полученных результатов проводится путем сопоставления рассчитываемых величин с необходимым минимумом данных наблюдений.

На защиту выносятся следующие положения, выводи и результаты, имеющие научную новизну:

1. Для объяснения особенностей уровенного режима различных районов СЛО может бить использована резонансная гипотеза, в соответствии с которой:

- усиление полусуточных приливов в ряде областей СЛО обусловлено локальным резонансом;

- для приливе!> суточного периода на большей, части.акватории СЛО существуют усл'-:.ия гашения колебаний или антирезонанса;

- резонансные эффекты при формировании сгонно-нагонных явлений возможны лишь в случае генерации последних быстро перемещающимися циклонами;

- сезонные колебания уровня и изменения площади океана, покрытой льдом, яв.лхются причиной изменения резонансных свойств во-

- ь -

доема, влкяот ка изменчивость гармонических постоянных прилива, степень взаимодействия приливных и стормовых колебаний уровня;

- в случае близости частоты собственных колебаний акватории к частоте вынуждающей силы появление льда способно вызвать резонанс.

2. Путем численного моделирования получены новые приливные карты, схемы приливных течений и дрейфа льда для основных гармоник приливного потенциала (M2,S2,K1,01).

3. Численные эксперименты и реэу--таты расчета составляющих уравнения баланса приливкой анергии подтверждают ранее сделанные в работах Дефекта, Шгернека, А. В. Некрасова, выводы о том, что полусуточные приливы в СЛО формируются главным образом волной атлантического происхождения, а суточные обусловлены поступлением энергии от астрономических факторов.

4. В районах интенсивных приливных движений возможно существование остаточных приливных течений и остаточного приливного дрейфа льда, вызывающего образование зон постоянных сжатий или разрежений ледяного покрова. Поло>лние основных ледовых массивов в арктических морях совпадает с зонами конзергенции остаточных приливных двиуйний льда.

5. Приливные изменения сплоченности ледяного покрова могут приводить к выторашиванию молодых льдов и увеличению массы льда в океане, дополнительному осолонению вод, слабой термохалинной циркуляции. Эта циркуляция, учитывая расположение источников соли у материкового склона Арктического бассейна, должна поддерживать антициклоническое вращения вод в верхнем слое океана.

Ci. Сгонно-нагонные колебания уровня развиваются в основном под действием влекущего действия ветра. Пренебрежение барическими градиентами атмосферного давления в среднем занижает величину колебаний уровня на 15-20%. Улучшения результатов моделирования можно добиться путем учета ледяного покрова, постоянных морских течений. Наибольшие погрешности при расчетах колебаний уровня и дрейфа льда обусловлены неточным заданием вьау.мдаюпщх сил.

7. Метод прогноза сгонно-нагонных колебаний уровня для всей акватории СЛО с заблаговременностью 5-G суток.

С, При формировании сезонных колебаний влекущее действие ветра определяет от 50 до 8GZ изменчивости уровня. Величина это-

го вклада зависит от времени года и района СЛО. Ледяной покров выступает в роли регулятора вкладов ветра и градиентов атмосферного давления. Это объясняет зависимость сезонных колебаний уровня в районах, где нет припайного льда, от скорости и направления ветра, а в областях, занятых неподвижным льдом, от изменений атмосферного давления. Учет поступления речных еод сущэст-Еенно улучшаот результаты расчетов и особенно важен в период половодья.

9. На фоне среднего многолетнего положения уровня' существуют мэхгодовые вариации центра антициклонической циркуляции вод и льдов, положения стрежня Трансарктического течения. Общая структура генерального распределения уровня в СЛО, обусловленного не-регулярностями поля масс, не изменяется от года к году: на западе бассейна наблюдается прогиб свободной поверхности, а на востоке - поднятие.

10. В холодный период года как форма свободной поверхности СЛО, так и особенности циркуляции вод формируются в основном анемобарическими факторами, а в теплый сезон при ослаблении вет-роЕого воздействия и барических градиентов циркуляцию вод поддерживают бароклинные силы.

И. Натурные наблюдения в океане, специально спланированные под конкретные численные гидродинамические модели, подтверждают ряд выводов диссертации. Удалось показать, что

- уклон уровня от Тихого океана к Северному Ледовитому является показателем циркуляции вод Чукотского моря;

- отклонение уровня от невозмущенного положения вдоль побережья арктических морей может свидетельствовать о положении верхней границы залегания атлантических вод в арктическом бассейне;

- остаточная приливная циркуляция еод приводит к деформациям полей гидрофизических характеристик, что позволяет оценивать сам факт существования остаточных течений.

12. Установлена применимость разработанных в диссертации мо-■ делей для исследования ледовогидрологических процессов с периодом осреднения 2-10 суток. Получены схемы денивеляции свободной поверхности Арктического бассейна СЛО с окраинными морями, карты дрейфа, сжатий и разрежений ледяного покрова для шести основных

и шести дополнительных типов крупномасштабных динамических процессов по классификации Б. А. Крутских (1978).

Изложенные результаты исследований автора выносятся на защиту как крупное теоретическое обобщение, имеющее важное научное и практическое значение, в котором впервые с единых позиций установлены закономерности формирования колебаний уровня Северного Ледовитого океана, связи эти:: колебаний с изменчивостью других элементов гидрологического режима и разработаны эффективные методы расчета и прогноза уровня с учетом ледяного покрова.

Практическая ценность работы. К настоящему времени практическое воплощение нашли следующие результаты выполненной работы:

- численный гидродинамический метод прогноза сгонко-нагонных колебаний уровня с заблаговременностью 5-6 суток испытывался в ЦЛГШ ААКИИ с 1987 года и результаты прогноза передавались на трассу Северного морского пути в качестве консультаций. В декабре 1990 года результаты испытания метода одобрены секцией океанологии и ледоведения ААНЖ Метод рекомендован к использованию.

- методы ( программы для ЭВМ) и результаты расчета приливов на акватории Северного Ледовитого океана неоднократно передавались в различные организации Госкомгидромета С ДВНИГМИ, 1984; МЗ ААНИИ, 1986, 1938, 1990; ГОИН, 1988, 1990), Министерства высшего и среднего образования ( ЛГШ, 1989, 1990);

- методы расчета сгонно-нагонных колебаний уровня (программы для ЭВМ) использовались До-Нгок-Кунем (Еьетнам) для расчетов штормовых нагонов в Южно-Китайском море;

- методы расчета периодов собственных колебаний уровня (программы для ЭВМ) использовались Фам-Ван-Хуаном (Вьетнам) для расчетов резонансных, частот Южно-Китайского моря;

- результаты моделирования экстремальных сгонно-нагонных колебаний уровня в арктических морях на базе разработанных автором моделей еошли в специализированный справочник по гидрометеорологическим условиям на шельфе.

Результаты выполненной работы так»э могут быть использованы:

- для расчетов периодов-собственных колебаний уровня, приливов, сгонно-нагонных и сезонных колебаний уровня в других районах Мирового океана;

- при составлении атласов, лоций, пособий по акватории СЛО;

- при оценке последствий влияния на уровенньгй режим, циркуляцию вод и льдов изменений уровня Мирового океана, реализации крупных народнохозяйственных мероприятий, связанных со строительством дамб, плотин, изъятием стока рек и т.д.

- при подготовке учебных пособий и в процессе обучения студентов и аспирантов высших учебных заведений, где читаются курсы лекций по физике океана и региональной океанологии.

Личный вклад автора. Диссертация является естественным завершением работ, проведенных по планам НИР и ОКР Госкомгидромета СССР,, заданиям ГККГ и общесоюзной комплексной программы ГКНГ СССР "Мировой океан":

1. "Усовершенствовать методы прогноза непериодических колебаний уровня на отдельных участках морей Карского и Лаптевых С1980)";

2. "Изучить особенности колебаний уровня в арктических морях и изыскать возможности их прогнозирования с заблаговременностыо 4- 5 суток на лимитирующих судоходство участках в навигационный период (1933)";

3. "Установить закономерности сезонных и многолетних колебаний уровня в Северном Ледовитом океане на фоне соответствующих изменений уровня Мирового океана (1985)";

4. "Разработать физико-статистические методы краткосрочных прогнозов опасных подъемов и спадов уровня и ветрового волнения в море (1988)"; '

5. "Изучить колебания среднего уровня арктических морей как интегрального показателя гидрологического режима (1988)";

6. "Разработать прогностическую модель циркуляции вод Северного Ледовитого океана и термохалинного состояния его поверхностных слоев, учитывающую процессы различного пространственно- временного масигаба (1990)";

Часть работ выполнена в рамках советско-норвежской океанографической программы (БКОР). Кроме этого, к анализу привлекались результаты изучения колебаний уровня СЛО, полученные другими исследователями, что указывается соответствующими ссылками. Использование содержания работ, выполненных в соавторстве, во всех случаях оговаривается специально. При этом в диссертации приводятся только те результата, которые принадлежат лично автору.

Апробация работы и публикации.

Основные результаты диссертации обсуждались на Международной конференции по Шпицбергену (Варшава, 1984), Объединенной океанографической ассамблее (Акапулько,1988), Международной конференции приарктических государств (Ленинград, 1988), Международной конференции по роли полярных районов в глобальном изменении (Фербанкс, Аляска, 1990), втором и третьем съездах советских океанологов (Ялта, 1982; Ленинград, 1987), Всесоюзном совещании прогнозистов (Севастополь, 1984), Всесоюзном совещании по планированию, организации и проведению экспедиционных исследований (Клайпеда, 1965), Всесоюзном совещании по морским льдам (Рига, 1987), Всесоюзной конференции "Морские льды и хозяйственная деятельность на шельфе" (Мурманск, 1989), семинарах в ААКИИ, ЛГМИ, ГОИНе, Метеорологическом институте университета Осло (1989), Геофизическом институте университета Бергена (1989), Институте морских наук Аляскинского университета (1990), Полярном институте Норвегии (1989 - 1990).

Основные научные результаты, положения, выводы и практические рекомендации, вытекающие из исследований автора и непосредственно относящиеся к теме диссертации, содержатся в 35 работах, приведенных в конце автореферата. Всего аа период научной деятельности автором подготовлено к печати 63 работы, из которых 48 опубликованы, 15 находятся в печати.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти разделов, заключения, списка литературы ( 300 наименований) и приложения. Общий объем основной работы составляет 326 страниц ( в том числе 88 рисунков и 17 таблиц). Приложение ( отдельный том ) содержит 94 рисунка и 7 таблиц.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ ВВЕДЕН®

Во введении к диссертации изложена актуальность проблемы, сформулированы цели и задачи исследования, представлены основные положения, выводы и реьультаты диссертации, имечвдз научную но-

визну. Дается краткое содержание разделов диссертации, сведения об апробации работы и ее внедрению.

1, собственны: колебания уровня

Для объяснения и предсказания аномальных уровней предлагается воспользоваться резонансной гипотезой возбуждения колебаний на некоторых частотах реального спектра. Процесс генерации внешней силой движений в океане можно представить как воздействие 'некоторой вынуждающей силы на систему со многими степенями свободы. Реакция океана ка это возмущение может быть определена в виде совокупности свободных и вынужденных колебаний, при совпадении или близости частот которых возможно возникновение резо- ' нанса. Предположение о совпадении периодов свободных колебаний с составляющими приливосбразующих сил в свое время позволило Фэ-реллу (1874) дать объяснение наблюдаемому распределению полусуточных прилиеоб в Северной Атлантике, а Гаррису (1904) построить котидальную карту приливов Мирового океана.

Рассчитанные различными методами периоды собственных колебаний для системы Атлантический-Индийский океаны (Платцман,1981), заливов Санди-Мэн (Гаррет,1974), Есего Мирового океана (Платц-ман, 1978, Готлиб, Каган, 1931, Протасов , 1979) указывают на резонансную природу приливных движений в океане.

Для моделирования собственных колебаний уровня СЛО и расчета собственных частот мы воспользов.ались методом, разработанным . Готлибом и Каганом (1980) для случая, когда собственные колеба-. ния бассейна возбуждаются произвольным возмущением при отсутствии сил трения и дополнительных потенциалов деформаций.

Для численного решения задачи исследуемая акватория на карте стереографической проекции была разбита сеткой с шагом 55. 5 км.

Алгоритм расчета периодов свободных - колебаний исследуемого бассейна следующий: каким-либо образом возбуждается начальное возмущение в поле уровня и задача численно интегрируется на дли- тельный промежуток времени. Накапливаются ряды уровня моря в заданных заранее точках акватории, частоты свободных колебаний ' в каждой из выбранных точек определяются спектральным анализом вычисленных рядов.

При решении задачи для акватории СЛО ряди уровня накапливались в 14? точках акватории, 67 мз которых расположены в узлах регулярной сетки СЛО с шагом 400 км, 23 приурочены к береговым станциям наблюдений за уровнем моря, а остальные вооли в состав полигонов в районах со значительными уклонами рельефа дна. Длина рядов числовых значений, использованных для получения спектров свободных колебаний, составила 1000 при дискретности в 1 час.

Особенностью полученных спектров ярилось наличие выраженных мзксимумор спектральной плотности, --эстветствующих отдельным гармоникам свободных колебаний. Анализ спектров по всем точкам покаьал, что наряду с обеими для всего океана модами свободных колебаний калцому из районов присущ: свои характерные частоты. Полученная информация позволила районировать акваторию СЛО по этому признаку. В наиболее общем плаке такие однородные по характеру свободных колебаний зоны совпали с общегеограйическим подразделением океана на части ( бассейны, моря, заливы ). Среди общих для всех районов океана энергозначимых мод можно выделить колебания с периодами 71.00 ч. , 42.67 ч. , 37.65 ч. 30.48 ч. , 26.67 ч. , 23.70 ч. , 20.65 Ч. , 17.30 Ч. , 13.91 Ч. , 12.55 ч. , 11. 03 ч. , 10. 00 ч. , 9. 23 ч. , 8. 53 ч. , S. 10 ч. , 6. 46 ч. , 5. 87 ч. , 4. 09 ч. 4.54 ч. , 4.10 ч. При зтом з Норвежском и Гренландском морях основные энергонесутее моды имеют- периоды 20.65 и 17.30 часа. Для Арктического бассейна СЛО наиболее значимыми являются колебания с периодами 11.03, 12.55, 13.91, и 17.30 часа. В Ба-Р'-лцеьом море встречаются как собственные локальные моды колебаний, так и моды свободных колебаний обоих бассейнов СЛО с несколько- изменившимися периодами. Здесь энергонесущими мохно признать колебания с периодами 27.83, 22.86, 17.30, .11.64, 10.85, 8.7?, 5.47 часа.

Книболык--' количество энергозначимьх мод выделяется в Карском море. Рельеф дна и очертания берегов этого района СЛО чрезвычайно разнообразны, чем и объясняется наличие такого спектра частот. Рнзличные районы . моря довольно резко отпичаются между собой по рехиму свободных колебаний уровня. Ртому морю присущи свободные колебания с периодами 20. СЬ. 17.78, 16.84, 12.80, 10.8?;. 10.00, 8.65, 8.10, 6.95, 6.34, 4,9? и 4.4S часа.

В м. ;>r¡x мелководного Сибирского шельфа в отличие от глубоко-

водках бассейнов отмечается сдвиг энергонесушцх мод в высокочастотную область спектра. Максимумы энергии колебаний здесь приходятся на моды с периодами 10.32 , 7.40, 5.50 часа В море Бофорта основная доля энергии свободных колебаний сосредоточена на колебаниях с периодами 14.83 и 11.03 часа В море Баффина выделяется всего один значимый пик колебаний с периодом 21.33 часа Всего в спектрах свободных колебаний СЛО можно Еыделить 110 мод, однако доля энергии кахдэй из них различна В полусуточной полосе спектра приливного.потенциала (от 11.80 до 12.80 часа) для большей части арктических морей энергетические вклады колебаний малы. Б области собственных частот, близких к суточным гармоникам приливов, выделяются моды с периодами 26. 67, 23.70, 22.86 , 21.33 часа Энергия этих колебаний для Есех районов СЛО, за исключением Баренцева моря и некоторых областей Норвежского и Гренландского морей, также невелика

2. ПРИЛИВЫ

В первом параграфе раздела дается краткая характеристика приливов СЛО по опубликованным материалам. В СЛО преобладают полусуточные приливы с возрастом от двух до трех суток. Величина приливов изменяется от 8 и более метров в Мезенском заливе Белого моря до нескольких сантиметров в Еосточно-Сибирском море. .

Особенностью режима приливов СЛО является сезонная изменчивость гармонических постоянных, связанная с сезонными изменениями площади океана, занятой ледяным покровом. Взаимодействие приливной волны с неподвижным льдом приводит к запаздыванию фаз прилива и уменьшению амплитуд колебаний уровня. В ряде случаев при наличии максимально развитого припая происходит увеличение амплитуд колебаний уровня, опережение фаз наступления полной воды по сравнению с бегх- дным периодом. Объяснение этому впервые было дано Максимовым, встречается у Годена и состоит в предположении об изменении резонансных частот акватории ледяным .покровом.

Вз втором параграфе дается обгэр исследований приливов в СЛО. Атлантическое происхождение полусуточных приливов СЛО впервые было замечено О. Литке (1844). Эмпирические котидальные карты построены Хзррисом (1900, 1911), Фийлъдстздом (1923), Штернеком

(1928) и др. Законы распространения приливных волн в полярной области теоретически рассматривались Голдсброу (1913, 1927) и Сретенским (1937). Первая численная гидродинамическая модель, представлявшая СЛО и Атлантический океана в виде канала с рядом поперечных сечений была разработана и реализована Дефантом (1924). Далее исследования приливов в СЛО продвигались путем реализации постоянно совершенствуемых моделей различных частей его акватории (Некрасов, 1962-1975; Каган, 1.968, 1972, 1973; Годен 1973, 1980; Тирон 1966).

Включение СЛО в модели глобальных океанских приливов (Хек-дершотт, 1977; Швидерский, 1980; Цаель, 1975) положительно сказалось ка качестве расчетов явления в Атлантическом океане, однако точность расчетов в СЛО не увеличилась. Локальные модели приливов, аппроксимирующие акваторию океана сетками с Еагами от 75 до 37 км ( Ковалик и Унтерштайнер, 1978; Ковалик. 1981; Евик и Страуме, 1989) показали наилучшие результаты.

Выполненные к настоящему времени исследования приливов (в основном волна М2) на акватории СЛО, касались как общегеографических аспектов распространения приливных волн в полярных областях, так и специальных вопросов построения и реализации приливных моделей. Несмотря на то, что общие закономерности формирования приливов в СЛО усилиями многих авторов в целом определены, остается еще ряд нерешенных вопросов. К ним, на наш взгляд, можно отнести следующие:

- необходимо количественно оценить роль различных факторов в формировании приливов СЛО;

- требует объяснения факт преобладания полусуточных приливов над суточными, неравномерность распределения амплитуд прилива по акватории океана, сезонный ход гармонических постоянных прилива;

- оценить роль "остаточных" приливных дви;,«ний воды и льда в формировании особенностей динамики вод и льдов;

- требуется, наконец, создание рабочей модели приливных движений воды и льда в ААНИИ для использования ее в практических целях при обеспечении мореплагания и других нужд в Арктике.

В третьем параграфе для воспроизведения приливных движений воды и льда предлагается использовать нелинейную двухмерную модель цля воды, построенную е рамках теории мелкой воды и учкты-

пакщую адвектизние члены, вращение Земли, приливообраэуюшке силы, эф<!>екты земных приливов, нагрузки и самопритяжения океанских приливов, горизонтальное турбулентное трение, трение о дно ■ и трение о лед, пропорциональное квадрату разности скоростей движения воды и льда. Нелинейная модель приливного дрейфе, льда включает адвективные члены, вращение Земли, уклоны уровня моря, трение о воду и силы внутреннего взаимодействия в ледяном покрове в фпрмо, предложенной Ротроком (.1975).

Ла твердой границе области для воды и льда принимается условие прилипания, а на жидкой границе амплитуда и фаза скоростей воды и ледяного покрова должны быть заданы. В качестве начальных услов' принимается состояние покоя. При этом функцию сплоченности :,да и его толщину гакля требуется знать.

Предлагаемая мсг.ль отличается от модели, предложенной в работе Евика и Страуме (1989), учетом ледяного покроза, адвективных ускорений, а от модели Ковалика (1981) - учетом приливообра-зующцх сил, эффектов нагрузки и самопритятания океанских приливов и земных прилчвор. Кроме этого, в работе рассматривается вся акватория СДО.

В четвертом и пятом подразделах главы последовательно рассматриваются особенности формирования голусуточных и суточных волн прилива (волны М2, Б2, К1 и 01). Оценка точности модэлиро-вания проведена по данным наблюдений в 120 пунктах. Среднеквад-ратические погресности расчета амплитуд для вслн М2, 22, К1, 01 составили соответственно 0.05-1, 0.023, 0.017 и 0.014 метра, а фаз - 26, 28, ?0 и 28 градусов. Относительчыэ ошибки расчета амплитуд колебаний уровня не превысили 77. для акватории Северо-Ев-ропейского бассейна. Менее точными оказались результаты моделирования е арктических морях. Сравнение реаультз.тов моделировании с данным:! предществугг^х работ показало, что получекные схемы распространения пркливчме ьолн являются наиболее точными, а характеристики прибивного дрейфа льда вообще получена впервые.

Включение в модель дрейфующего льда в целом улучшило рег.удЬ-■ таты расчетов. Наибольшие изменения в строении приливной картины отмечаются в Карском море. Здесь уменьшение амплитуд колебаний уровня составило 5-8 ?>, а запаздывание фаз - '10-15 градусов. Если предположить, что лед неподвижен во всем океане, то кэчест-

во расчета резко падает, амфи.цромические точки меняют свое положение, ошибки моделирования возрастают. Однако, в некоторых районах ( южная оконечность ЗФИ, западная часть о-вов Новая Земля, отдельные проливы Канадского Арктического архипелага) при неподвижном ледяном покрове наблюдается увеличение амплитуд колебаний уровня, опережение фаз наступления полной воды.

Расчет элементов уравнения баланса приливной энергии осуществлялся в процессе решения задачи о распространении каждой из волн в бассейне. Анализ отдельных ста'- "й бюджета приливной энергии позволяет заключить, что полусуточные приливы СЛО обязаны своим происхождением поступлению приливной энергии из Атлантического океана. Приход энергии за счет астрономических факторов для волны М2 в 26 раз меньше, чем приход энергии через жидкий контур. Для волны 32 это отношение равно. 20 (см. табл.1 ).

Величины элементов, составляющих баланс приливной энергии суточных волн, за исключением скорости прихода энергии от астрономических факторов, на два порядка ниже, чем для волн полусуточного периода. Скорость прихода астрономической энергии на частоте волн К1 и 01 соответственно в 3.0 и 1.5 раза выю, чем на частоте волны 32. Поступление приливной энергии для волны К1 из Атлантического океана прослеживается в осноеном по линии Исландия -'Харерские острова. Значительный поток волновой энергии направлен не в Арктический бассейн, а из него через пролив Срама как для волны К1, так и для волны 01. Для еолны К1 практически во всех районах, за исключением Чукотского и Северного морей, проливов Канадского арктического архипелага наблюдается приход астрономической энергии, а на частоте волны 01 океан получает астрономическую энергию повсеместно. Таким образом, суточные приливы СЛО обязаны своим происхождением астрономическим факторам.

Слабая зависимость полусуточных приливных движений от наличия ледяного покрова проявляется и в бюджете приливной энергии. Трение о лед оказывается на порядок меньше, ч-;м трение о дно. Горизонтальное турбулентное трение сравнимо с • Ееличшой потерь на трение о дно в целом по океану, однако, для различных районов СЛО это соотношение может значительно меняться. В отличие от полусуточны х приливов у суточных приливов потери энергии на гори-

зонтальное трение оказались выше. Скорость диссипации приливной-энергии за счет трения о лед у суточных приливов, как и в случае полусуточных приливов, на порядок меньше скорости диссипации энергии за счет придонного трения.

Анализ схем изоамплитуд полусуточных волн приводит к выводу о том, что возмущение в поле уровня, проникающее в СЛО через жидкие границы, не гасится монотонно силами трения на пути его распространения от Исландии к Аляске. В некоторых районах происходит не ослабление, а усиление амплитуд колебаний, которое может Сыть объяснено с позиций резонансной гипотезы происхождения этих аномалий. Результаты исследования показали, что вдоль побережья Скандинавии, е юго-восточной части Баренцева моря, Байда-рацкой губе, Хатангском заливе, у Новосибирских островов и о-ва Врангель существуют условия для локального резонанса на частотах полусуточных волн. Кроме этого на большей части акватории СЛО не

Таблица 1

Бюджет приливной энергии (х10 эрг/с)

Элементы уравнения баланса Волна

приливной энергии в СЛО М2 Б2 К1 01

Скорость поступления приливной энергии:

- за счет астрономических факторов ... 8.34 1.66 5.09 2. 451

- за счет поступления через жидкий

контур.............................222. 67 34. 38 8. 42 0. 009

Суммарный приход энергии в СЛО......231.01 36.04 13.51 2.460

Скорость диссипации приливной энергии:

- за счет трения о дно.............-Ш. 84 -16.52 - 1.50 -0.194

- за счет трения о лед.............. -7.98 -1.04 - 0.43 -0.018

- за счет эффектов горизонтального

турбулентного обмена.............-109. 86 -18. 21 -11. 35 - 2. 200

Суммарный расход приливной энергии .-229.68 -35.77 -13.28 -2.412

только нет реальных условий для резонанса в суточной полосе спектра, но напротив существуют условия для гашения, возбуждаемого астрономическими факторами суточного прилива, т. е. условия

- 17 -

антирезонанса ( коэффициент усиления меньше единицы).

В шестом параграфе раздела рассматриваются особенности приливного дрейфа льда. Для проверки результатов расчетов в работе использованы приливные движения ледяных полей на севере Баренцева моря, где в отличие от других районов СЛО их удается визуально наблюдать на фотоснимках, полученных с ИСЗ ЬАМОЗАТ-б. На них хорошо видны траектории движения льда под действием ветра, постоянных и приливных течений. Каналы в ледяном покрове образуются благодаря большому количеству айсбергов, сидящих на мели в районе обширной отмели с глубинами 50-80 метров. Дрейфующий лед обтекает эти препятствия и за айсбергами некоторое время сохраняются протяженные участки чистой воды. Длина, форма и ориентация этих каналов послужили для вычисления элементов дрейфа льда и проверки численной модели.

Динамика льда существенно зависит от значений коэффициентов в выражении, которое учитывает внутренние взаимодействия в ледяном покрове. Результаты численных экспериментов показывают, что сезонные изменения гармонических постоянных прилива СЛО могут быть связаны не только с изменениями площади моря, занятой льдом, но также и с характеристиками ледяного покрова, такими как размеры ледяных полей, сплоченность и прочность льда

Периодические изменения сплоченности дрейфующего льда под влиянием приливов могут служить механизмом, приводящим к образованию дополнительной массы льда в океане. Уменьшение сплоченности ледяного покрова вызывает появление участков чистой воды и образование молодого льда. Увеличение сплоченности льда во вторую половину приливного цикла должно приводить к выторашиванию молодых льдов, образованию "дополнительной" массы льда в виде торосов.

Если предположить, что такой механизм существует, то под влиянием прилива волны М2 на акватории СЛО будет наблюдаться рост массы льда со скоростью 4x10 и/год (при средней скорости роста льда на чистой воде 3 см/сут). Распределение этого льда на акватории океана, является не только интегральна показателем интенсивности приливных движений, ко так»? указывает на источники дополнительного осолонения вод океана за счет ледообразования.

Горизонтальная неоднородность интенсивности осолонения может привести к возникновению слабой термохаливной циркуляции. Основной прирост льда и соотвественно осолонение вод должно происходить на шельфе у края материкового склона. Этот процесс, вызывающий уплотнение вод, должен привести к стерическому понижению уровня, поддержанию антициклонической циркуляции вод в Арктическом бассейне. Указанные процессы не являются основными, но способны несколько увеличивать массу льда в СЛО, осолонение вод, внося дополнительный вклад в поддержание термохалинных течений.

Следующий подраздел работы касается исследования остаточной прилиг ,}й циркуляции вод и льдов и ее роли в формировании особенно ;'й гидрологического режима. По данным расчета, скорости эЛлер ых остаточных течений в среднем по океану составили 0.1 - 0.3 см/с. В феро-Шетландском пролизе при расчете на сетке с шагом 55.5 км остаточные течения образуют ряд вихревых структур со скоростями до 2 - 2. 5 см/с. До 3 - 4 см/с увеличиваются скорости остаточных эйлеровых течений в Горле Белого моря, до 2 см/с - скорости остаточных течений в Северном море.

Структура схем остаточных стоксовых течений лосит более упорядоченный характер. Скорости суммарных стоксовых течений, возбуждаемых волнами M2fS2+Kl+01 также лежат в пределах 0.1-0.3 см/с. Скорости до 10 см/с можно отметить в Горле Белого моря. Интересно, что схема горизонтальной циркуляции волновой энергии и схема стоксовых течений подобны генеральной картине движения атлантических вод в СЛО, что приводит к выводу о преобладании роли рельефа дна в формировании циркуляции вод.

Эксперименты показали, что при расчетах остаточного приливного дрейфа льда большую роль играют эффекты сил внутреннего взаимодействия в ледяном покрове. Остаточный выносной дре?ф льда сосредоточен в основном в районах с большими подьикками ледяного покрова. В Горле Белого моря скорости выноса составляют около 3 см/с, у Новосибирских о-вов -3-4 см/с, в Чукотском море до 1. 5 см/с. Оценки дивергенции скоростей остаточного дрейфа позволяют более наглядно представить зоны постоянного увеличения •или уменьшения сплоченности льдов под влиянием приливов. Рассчитанные зоны постоянного увеличения концентрации льдов совпадают с центрами основных- ледовых массивов арктических морей - Новозе-

мельского, Янского и т.д. Уменьшение концентрации льда должно наблюдаться за счет остаточного дрейфа у Новосибирских островов (полынья) в Горле Белого моря ( раннее очищение ) и т. д.

Еще раз необходимо отметить, что эти процессы не являются основными в формировании наблюдаемых в природе особенностей гидрологического режима Важно то, что эти особенности являются результатом действия не-одного главного Фактора, а целого ряда воздействий различного происхождения, . влияющих на процесс в одном направлении. Например, образованию Великой Сибирской полыньи способствует не только действие отжимных ветров, но и апвеллпнг атлантических вод, а также выносная остаточная циркуляция.

3. МОДЕЛИРОВАНИЕ И ПРОГНОЗ СГОНКО-НАГОННЫХ КОЛЕБАНИЙ УРОВНЯ

В первом параграфе рассматривается изученность сгонно-на-гонных явлений на акватории СЛО. Сгонно-нагонные колебания уровня в шельфовой зоне СЛО практически повсеместно преобладают над приливными. Исключение составляют л!.шь приглубые берега Скандинавии, Гренландии и Канадского Арктического архипелага. Наибольшего развития исследования непериодических колебаний уровня достигли для акваторий Северного моря и морей сибирского шельфа. Описание и предсказание колебаний уровня анемобарической природы базируются на физико-статистических и численных гидродинамических методах. С исследованиями колебаний уровня в арктических морях связаны работы Корта К Г. , Топоркова Л. Г. , Уустафина Н. о. , Крутских Б. А. , Захарова Ю. В. , Ванды Ю. А. , Андрющенко В. И., Ура-нова Е. Е , Полякова И. В. Моделирование сгонно-нагонных колебаний уровня в настоящее время является наиболее плодотворной областью применения численных методов в океанологии и позволяет решать целый комплекс задач, связанных с исследованием роли различных факторов, определяющих сгонно-нагонные явления в конкретных физико-географических условиях, изучением режима непериодических колебаний уровня. ,Особое значение приобретает перспектива явления в областях, где данные наблюдений отсутствуют. Еозмсжрн прогноз режима акваторий, местные географические особенн^ти которых изменяются вследствие антропогенных воздействий, а .также

- 20 -

оперативный прогноз сгонно-нагонных колебаний уровня.

Во втором параграфе представлены модели, используемые для расчета сгонно-нагонных колебаний уровня. В первую очередь излагается постановка задачи с использованием трехмерной модели Хип-са (1973), дополненной линейной моделью дрейфа льда, не учитывающей эффектов внутреннего взаимодействия в ледяном покрове. Вторая модель - двухмерная, отличающаяся от модели приливных движений заменой членов, ответственных за приливообразующие силы, эффекты нагрузки и самопритяжения океанских и земных приливов, членами, включающими эффекты касательных напряжений ветра на поверхности воды и льда, а также градиентов атмосферного давления в модели для воды. На жидких границах для воды принимается условие излучения, а для льда - свободного протекания.

В третьем параграфе исследуются особенности формирования сгонно-нагонных колебаний уровня в СЛО. Определяется роль ветра, атмосферного давления, рельефа дна и конфигурации берегов, вращения Земли, стока рек, ледяного покрова, "внешних" штормовых нагонов, резонансных эффектов в развитии процессов.

Наилучшие результаты достигаются при воспроизведении колебаний уровня с размахом более 100 см. Среднеквадратическая погрешность расчетов в этом случае не превышает 20 см. Статистические оценки качества расчетов по двухмерной и трехмерной моделям близки, но пиковые значения уровня лучше воспроизводит двухмерная нелинейная модель.- При анализе погрешностей массовых диагностических расчетов колебаний уровня и навигации 1987-1990 гг. выявлено, что средняя абсолютная ошибка уровня при моделировании колебаний более 100 см не превышает 16 см, а в среднем для всех случаев расчета - 14 см. Международным стандартом сейчас является точность расчета в 20-30 см.

' Сгонно-нагонные колебания уровня развиваются в основном под действием влекущего действия ветра. Пренебрежение барическими градиентами в среднем занижает величину колебаний уровня на 15-20Х. Эффекты "внешних" штормовых нагонов проявляются лишь при влияниии циклонов, перемещающихся по наиболее северным траекториям. Возможен также захват глубоководных районов океана обширными циклонами. В этих случаях неучет барических градиентов приводит к значительным ошибкам моделирования.

Специальные исследования возможности резонанса для частот синоптических движений на базе предварительных расчетов периодов собственных колебаний уровня в СЮ (раздел 1) показало, что усиление колебаний уровня по этой причине возможно лишь в случае быстро перемещающихся циклонов. Только в этих случаях в реакции уровня на внешнее воздействие проявлялись черты свободных колебаний.

Рельеф дна и конфигурация берегов определяют возможность формирования значительных колебаний уровня. Замена реальной орографии дна постоянными глубинами ( 50 м) приводит, например, к уменьшению величины колебаний уровня в море. Лаптевых в 2 раза, в Зосточно-Сибирском и Чукотском на 25-40%. 3 Карском море при этом величина колебаний уровня в восточной части уменьшается в 5 раз, а в западной остается практически без изменений. Спрямление береговой черты также вызывает уменьшение размаха колебаний уровня.

Пренебрежение силой Кориолиса приводит к увеличению средней квадратической погрешности расчетов на 60%, параметр качества расчета увеличивается в 2 раза, коэффициент корреляции между рассчитанным и фактически ходом уровня уменьшается в 2,5-3,0 раза, вызывает отклонение эффективного сгонно-нагонного направления ветра на 20-30 градусов от его фактического направления.

Вклад стока крупных рек составляет менее 17. от размаха колебаний уровня и проявляется в основном в непосредственной близости к устьевым районам.

Свободно дрейфующий лед сплоченностью до 7 баллов слабо влияет на величину еозможных колебаний урозня и приводит к некоторому смещению эффективного сгонно-нагонного направления ветров по сравнению с безледным периодом. Неподвижный лед экранирует действие касательных напряжений ветра и колебания уровня под ним определяются в основном градиентами атмосферного давления. Интересные явления прослеживаются в прикромочных зонах, где вследствие горизонтальной неоднородности касательных напряжений на границах раздела атмосфера-вода и лед-вода фэрмируются зоны локальных подъемов или прогибов свободной поверхности, аномальные циркуляции вод и дрейфа льда типа ледовых рек.

Одной из основных задач исследования сгонно-нагонных явлений

в СЛО является их прогноз. Результаты этой работы рассмотрены в четвертом параграфе раздела. В качестве исходной информации для прогнозов использовались прогностические поля приземного атмосферного давления с дискретностью 1 сутки Европейского центра среднесрочных прогнозов. Оценка оправдываемое™ и эффективности пронозов проводилась в соответствии с "Наставлением по службе прогнозов" (1982). Обшдя оправдывавмость прогнозов колебаний уровня синоптического масштаба за 1987 - 1990 годы составила:

19S7 1988 1989 1990 При прогнозах на первые трое суток.. 68/78 68/81 75/84 78/82 При прогнозах на четвертые и пятые

сутки...............................54/69 47/63 53/79 -53/70

В среднем на пять суток.............62/75 59/76 67/82 68/77

В числителе дана оправдываемость по допуску ( 0. 8<$ ), а в знаменателе - по знаку.

Таким образом, численный метод прогноза может быть внедрен в практику. При этом прогнозы уровня на четвертые-пятые сутки могут использоваться в качестве фоновых, поскольку они довольно надежно дают знак отклонения уровня от нормы. Оценки оправдывае-мости и эффективности прогнозов на первые трое суток позволяют применить метод для оперативного обеспечения судоходства.

4. СЕЗОННЫЕ КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ

В первом параграфе раздела дан обзор методов исследования и изученность сезонных колебаний уровня для акватории СЛО. Долгое время практически единственной работой по сезонным колебаниям уровня СЛО оставалась работа Е. Лисициной (1971), где сезонные колебания уровня обвдснялись изменениями расходов вод на его кидких границах. Другие работы в основном акцентировали внимание на исследовании сезонных и многолетних колебаний уровня арктических морей (Захаров, Дьоркин, Мустафин, 1978). В 1985 году в АА1Ш выполнена обобааюшая работа по исследованию сезонных колебаний уроЕня СЛО. Статистические закономерности, полученные в рамках этой работы Урановым, Захаровым, Кустафиным, Дворкиным путем анализа данных наблюдений, заключаются в том, что сезонные

колебания уровня по пунктам СЛО в зимне-весенний период (январь-март) вызываются в основном статическим зф^эктсм атмосферного давления, а в летний период (июль-июнь; стоком рек и в осенний сезон (сентябрь-октябрь) - еутсом.

Для физического обоснования этих выводов, количественной оценки факторов, влияющих на сезоньые колебания уровня во втором параграфе работы проведена серия численных экспериментов на моделях, адаптированных к условиям СЛО.

Расчет сезонных отклонении уровня от нер.озмущенного состояния осуществлялся с помощью двухмерной модели. Задача при задании средних многолетних полей ветра, атмосферного давления, расходов рек, ледяного покрова решалась до установления интегральной циркуляции вод.

Основные черты строения свободной поверхности, полученные при моделировании уровня под влиянием среднего годового атмос-.Ьрного давления и ветра, рсответствуьт сложиен'имся представлениям о циркуляции вод в верхнем слое океана. 8 Арктическом бассейне наблюдается куполообразный подъем уровня и соответственно - антициклоничес!ия система течений, а в Северо-Евро.ь'йском бассейна - прогиб свободной поверхности и циклоническая система циркуляции вод. Относительно этой отсчетной поверхности происходят сезонные колебания уровня, обусловленные полями ветра и градиентами атмосферного давления. Из результатов расчетов следует, что пространственная структура поля уровня СЛО определяется атмосферной циркуляцией: интенсивностью ц поломзнием таких центров действия как Арктический антициклон и Исландская депрессия, В холодные мссяиы с ноября ло апрель при значительном развитии Арктического антициклона подтем уровня в иентрз аятпжклонпческсй циркуляции увеличивается, усиливаются сгонные-зф!>;-кть. вдоль побережья арктических морей, уменьшается сток рек, чт-^ приводит к наблюдаемому сезонному понижению уровня на всех ст^.ьцэдг,: побе -р»жья. Определенней вклад 2 оеген.чое понижение уровм пнссит р::з стерическач составляющая. Во вторую половику го^а с арктического . максимума уровень в центрально** части Арктический бассейна понижается, сгоянм? с<№кты вдоль поберег»л юрей са.чн-бевают, сток рек увеличивается и на станциях просле>:1ва:т"я превышен». „• уробня над его средним многолетни..! положением.

- тл -

Колебания уровня в Северо-Европейском бассейне находятся в оппозиции изменениям положения свободной поверхности в Арктическом бассейне. Здесь под влиянием Исландского минимума атмосферного давления в зимние месяцы развивается обширная циклоническая циркуляция вод, а в теплый сезон года атмосферная депрессия над Се-веро-Европейским бассейном заполняется и рельеф свободной поверхности нивелируется.

Расчеты, проведенные для Есех 'месяцев, показывают, что в среднем вклад Еетра оказывается большим и им обусловлено от 50 до 80% обшей денивеляции свободной поверхности океана. Однако, величина этого фактора может существенно изменяться как от месяца к месяцу, так и от района к району и, в зависимости от соотношения вынуждающих сил, регулируется ледяным покровом. Свободно дрейфующий лед не оказывает ощутимого влияния на формирование рельефа свободной поверхности. При наличии припая или при остановке льда у берега, а также в случае формирования обособленных зон.сжатий и интенсивных взаимодействий между ледяными полями, структура свободной поверхности может существенно отличаться от расчета, проведенного без учета льда. Неподвижный ледяной покров экранирует действие касательных напряжений ветра. Колебания уровня под припаем формируются за счет изменений атмосферного давления и вследствие изменений градиентных течений на всей акватории бассейна. Таким образом, ледяной покров может выступать своеобразным регулятором вкладов ветра и атмосферного давления в формирование рельефа свободной поверхности СЛО.

Результаты расчетов по модели А. С. Саркисяна с использованием данных о плотности еоды в СЛО показали, что на Фоне среднего многолетнего положения стеричес/гаго уровня существует межгодовое колебание в положении центра антициклонической системы течений, а также в расположении стрежня Трансарктического потока вод. Общая же структура генерального распределения уровня в океане, обусловленного неравномерностью поля масс, для весны не изменяется от года к году: на западе бассейна наблюдается прогиб свободной поверхности, а на востоке - поднятие. Прослеживается также общий уклон поверхности океана от Тихого к Атлантическому.

Проведенные нами эксперименты выявили интересный Факт, заключающийся в том, что рельеф свободной поверхности СЛО. рассчи-

- с5 -

танный только по данным об атмосферном давлении и Еетре для холодного периода года, соответствует рельефу свободной поверхности океана, рассчитанному по данным о распределении плотности морской воды весной. Рассмотрим в связи с этим возможный механизм формирования и сохранения циркуляции вод и рельефа свободной поверхности СЛО. С ноября по апрель наблюдаемая система течений может быть рассчитана только по данным о вэтре и поле баржи, в то время, как в летний период анемобарччеекке факторы теряют свбга силу; однако из наблюдений следует, что схема циркуляции вод и льдов СЛО сохраняется круглый год. В связи с этим можно предположить, что зимой при развитии Исландской депрессии и Арктического антициклона основная роль в формировании циркуляции вод принадлежит акемобарическим силам. 3 этот »и период года формирующаяся система "баротропных" по происхождению течений приводит к перестройке поля плотности. 3 теплый сезон роль ветра и атмосферного давления ослабевает в силу их непостоянства, и циркуляцию, наблюдаемую в реальном океане, поддерживают уже ба-роклинные факторы. Поэтому структура поля плотности, регистрируемая в течение многих лет весной в Арктическом бассейне, уже содержит в себе основные черты сформированной баротропкьп.от факторами циркуляции вод. Расчеты течений по этим данным с помощью диагностических моделей, естественно, приводят к тем же результатам, что и с помощью баротропных моделей.

Этот механизм согласуется с одним из выводов работы Голлан-да (1975), где на основе численных исследований сезонных течений Индийского океана было показано, чго поле плотности может накопить энергию а течение одного сезона, а затем реализовать ее в период, когда атмосферных воздействий недостаточно для поддержания циркуляции.

5. сеязь колебания уровня с эдэента'.м

ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО ВЕ/иЧМА.

Положение свободной поверхности моря можт слулить интегральным показателем процессов взаимодействия океан* и 'птосферк. Это заключение, высказанное впервые Дуезкиныч (1'?0)), кирсчо ;.с-подьзуется в данном рапделе. Вся совокупность гидрометеоролог.!-

ческих процессов в той или иной степени сказывается на отклонении свободной поверхности моря от невозмущенного состояния. Кроме этого, поскольку наибольшее количество репрезентативных данных об океанах и морях как по длине рядов, так и по качеству наблюдений, имеется по колебаниям уровня, необходимо использовать эту информацию для идентификации состояния океана.

В первом параграфе в дополнение к уже рассмотренным двух- и трехмерной моделям предлагается использовать двух- и трехслойные модели в сочетании с моделью дрейфа льда

Во втором параграфу оценивается работоспособность моделей на примере идеализированных бассейнов простых форм.

3 третьем параграфе показана роль уклона уровня между Тихим океаном и Северным Ледовитым в формировании структуры течений Чукотского моря, которая обусловлена взаимодействием тихоокеанских, поверхностных арктических и на северной границе региона атлантических вод. Тихоокеанские еоды переносятся в Чукотское море потоком вод из БерингоЕа пролива и далее' поступают в Арктический бассейн СЛО с Лонгоеской, Геральдовской и Аляскинской ветвями этого потока. Вторжение тихоокеанских вод через акваторию Чукотского моря в Арктический бассейн сказывается на водном, солевом и тепловом балансе не только самого моря, но и СЛО. Количества тепла, ежегодно приносимого Тихоокеанским течением, достаточно для полного таяния льда примерно на половине плошади моря. Зависимость гидрологического режима Чукотского моря от поступления тихоокеанских вод определяет необходимость расчета циркуляции для учета ее при прогнозах гидрологических процессов, е частности, ледовой обстановки на восточном участке трассы СМИ

Результаты натурных наблюдений в этом районе, специально спланированных под конкретные численные модели, в сочетании с многочисленными расчетами позволили показать, что циркуляция еод Чукотского моря формируется в основном под действием постоянного уклона уровня от Тихого океана к СЛО и местными анемобарическими условиями. Все расчеты проведены с использованием двухмерной мотели. Результаты расчета системы постоянных течений в Чукотском море были использоЕаны при исследовании термогидродинамического родама вод в осенний период. Рассчитанные течения учитывались в модели эьолюции ледяного покрова, что позволило получить ежеде-

кадные оценки расхода тепла через Берингов пролив, а также оценки результирующих потоков тепла и солей в атмосферу.

Расход вод по этим расчетам обусловливает усиление теплообмена между подстилающей поверхностью и атмосферой з сентябре-ноябре в среднем на 60Z по сравнению со случаем, когда этот расход не учитывался. Из уравнения баланса тепла для Чукотского меря также было получено, .что за осенне-зкмнкй период через северную границу Чукотского моря в Северный Ледовитый океач уходит около 286х101!дж тепла, которого достаточно для уменьшения толщины льда на всей акватории СЛО на 8-10 см.

В четвертом параграфе раздела рассматривается уклон уровня как показатель глубины залегания атлантических вод. Здесь демонстрируется реализация двухслойной модели, рассматривается еще один механизм динамического характера, который в арктических морях проявляется удивительным образом,. способствуя формирования особенностей режима СЛО, и по оценкам ряда работ (Никифоров, Шпайхер, 1980) определяет климатические черты северной полярной области. Речь идет об отепляющем влиянии атлантических вод, циркулирующих в СЛО в слое от 200 до 2000 м. ■

Результаты наблюдений показывают, что в годы преобладания антициклоничекой атмосферной циркуляции над СЛО, в арктических морях происходит подъем атлантических вод к поверхности. Соответственно при усилении влияния циклонических процессоз глубина залегания верхней границы атлантических вод увеличивается. Описание качественной стороны механизма колебаний верхней границы атлантических вод можно найти во многих работах, ко количественных оценок этого явления и подтверждения этего Факта путем моделирования проведено не было.

В связи с этим о помощью двухслойной модели памп был воспроизведен сезонный ход глубин залегания границы поверхностных -и атлантических вод на акватории Арктического бассейна, лрк-пдач;--кий бассейн СЛО был представлен-тремя слоями воды. Верхний слей имел плотность 1.02300 г/см" я толщ'.ну 200 м, морей слс'. при плотности 1.02700 г/см'соответствовал атлантическим водам и и.',;«.*, мощность 1300 м. Третий слой, леиаядй ни:» 2000 м полагает. >:е-■ подвижным. В результате расчетов оказалось, чю основной причиной изменения положения границы атлантических и поЕерхкос.ных

арктических вод является атмосферная циркуляция. Под действием ветра и статического эффекта атмосферного давления зимой вдоль шельфовой зоны арктических морей развивается сгонные явления. В центральной части океана непосредственно под ядром антициклона свободная поверхность океана приподнимается. Соответственно верхняя граница атлантических вод приподнимается у края материкового склона и вода атлантического происховдения способна по желобам проникать на акваторию арктических морей, оказывай отепляющее воздействие. Подъем атлантических вод, например, в море Лаптевых составляет 15 м,а в Карском море-12-15 метров относительно невозмущенного состояния. В центральной части Арктического бассейна при преобладании антициклонической циркуляции атмосферы верхняя граница атлантических вод опускается на 30 м

Летом арктический максимум размывается и возмущения как свободной поверхности океана, так и поверхности атлантических вод медленно нивелируются. Эксперименты показывают, что воды верхнего слоя Арктического бассейна приближаются к состоянию покоя после 20 суток (с точностью ± 2 см), а граница раздела слоев с различной плотностью к состоянию покоя приходит лишь спустя 12 -15 месяцев.

В пятом параграфе рассмотрены результаты реализации трехслойной модели для воспроизведения синоптических движений воды в глубинных слоях Северо-ЕЕропейского бассейна. По данным Алёксее-Еа Г. Е. ( 1987), обобщившего результаты наблюдений за течениями в СЕВ за период с 1978 по 1985 гг, скорости потоков на больших глубинах могут превышать 20 см/с при преобладании 12- 15 суточных колебаний. Наблюдения на НИС "Профессор Зубов" в 45 рейсе при проведении динамико-синоптического эксперимента на полигонах с использованием б буйковых станций показали, что наряду с приливными движениями в записях течений хорошо выделяются значимые пики в спектрах на частотах синоптического масштаба (более 90 часов). Для анализа происхождения этих колебаний использовалась трехслойная модель, с помощью которой были воспроизведены колебания уровня, дениЕеляция границ разделов слоев и интегральных в каждом слое течений в период с 20 июня по 25 августа 1938 года.

Вертикальное распределение плотности в бассейне задавалось с учетом положения природных слоев. Толишна верхнего слоя состав-

ляла 800 м при плотности 1.02785 г/см3,, второго слоя - 1000м и 1.02800 г/см3и третьего слоя 1000 м и более, если такие глубины всречались, при плотности 1.02810 г/см*.

В качестве вынуждающих сил использовались касательные напряжения ветра и градиенты атмосферного давления. Для сравнения результатов моделирования с данными наблюдений построены спектры составляющих векторов скорости течений в точках постановки буйковых станций. Частотные характеристики синоптических движений, полученные на модели и из данных наблюдений, совпали. Синоптические движения, возбуждаемые атмосферой, прослеживаются во всех слоях океана. Рассчитанные скорости течений оказалась на 10 -15% выше реальных, что, по-видимому, сеяззно с завышением коэффициентов при расчете касательных напряжений ветра.

Делается вывод о том, что рассмотренные модели удовлетворительно воспроизводят ряд физических механизмов формирования колебаний уровня, циркуляции вод, дрейфа льда и могут быть рекомендованы для изучения режма и прогнозов.

В связи с этим в ьестом параграфе рассмотрены результаты использования уровня моря в качестве показателя динамики вод и льдов в естественных гидрологических периодах. • Здесь рассчитаны схемы дениЕеляции свободной поверхности Арктического бассейна СЛО с окраинными морями, дрейфа, сжатий и разрешений ледяного покрова для шести основных и шести дополнительных типов крупномасштабных динамических процессов по классификации Крутских (1978). Установлена применимость моделей для исследования ледово -гидрологических процессов с периодом осреднения 2-10 суток. Полученные схемы используются на трассе Северного морского пути при составлении комплексных прогнозов.

В ЗАКЛЮЧЕНИИ диссертации приведены основные выводы и результаты, полученные в работе (см. стр. 5 автореферата), а такие ряд предложений по дальнейшему исследованию колебаний уровня СЛО.

ПРИЛОЖЕНИЕ содержит рисунки и таблицы, дополняшие иллкчра-тивный материал, приведенный по тексту работы.

Основные результаты диссертационной работы отражены е следующих публикациях автора:

1. Сравнительный анализ применимости двух гизрогкнауш^еккх моделей к расчету течений в мелководных районах'/ Зжлр^сс ;;н-

. - 30 -

формация ВНйГМИ МЦД. Океанология, - 1977.-3(43). - С. 14- 21. ( соэет. Павлов В. К )

2. Некоторые результаты моделирования сгонно -нагонных колебаний уровня в море Лаптевых//Труды Аркт. и антаркт. науч.-ис-след. ин-та.-1979. - 361.- С. 87 -92.

3. К расчету сгонно-нагонных колебаний уровня в шельфовой зоне арктических морей//Метеорология и гидрология.-1978.-С. 72-79.

4. Расчет течений Чукотского моря по полю гидрологических и гидрохимических характеристик // Труды ЛГМИ, вып. 66, С; 55-59 (соавт. Павлов В. К , Чирейкин А. В.)

5. Анализ результатов моделирования сгонно-нагонных колебаний уровня в шельфовой зоне арктических морей// В сб.: Труды 4 конф. молодых ученых Ленингр. гидромет. ин-та. - Л: 1979.- Рук, деп. ВИНИТИ 10 дек. 1979 Г. N 4195-79. - С. 98-104.

6. Методы расчета сгонно-нагонных колебаний уровня в шельфовой зоне арктических морей// Автореферат дис. ... канд. геогр. наук. - 1980.- Л.- 20 с.

7. Состояние и перспективы численных гидродинамических исследований колебаний уровня арктических морей// Мэтеорология и гидрология.- 1982.-3.- С. 74-81.(соавт. Мустафин ЕВ.)

б. Моделирование приливных движений воды в арктических морях // Тезисы докл. 2 Всесоюзн. съезда океанологов. -1982, Ялта, С. 62, (соавт. Дмитриев ЕЕ., Мандель С. 3.)

9. Рельеф уровенной поверхности Северного Ледовитого океана/. / Тезисы докл. 2 Всесоюзн. съезда океанологов. - 1982, Ялта, С. 71, (соавт. Дворкин Е. К , Захаров Ю. Е и. др.)

10. Методы расчета сгонно-нагонных колебаний уровня в арктических морях//Тезисы докл. 2 съезда океанологов.-Ялта, с. 73.

11. Об интерполяции полей давления в узлы расчетной сетки над морем//Труды Аркт. и антаркт. научно-исслед. ин -та. -1983. -380. - 0. 112-116. (соавт. Павлов Е К.)

12. Тепломассообмен между Атлантическим и Северным Ледовитым океанами и особенности циркуляции вод вокруг о-вов Шпицберген// Тезисы докл. на международной конференции по Шпицбергену, Варшава, 1984, с. 91 (соавт. Павлов ЕК, Мандель С.3.)

13. Моделирование динамики, течений Колючинской гуОы//Труды Аркт. антаркт. научно-исслед. ин-та. -1985. -399. -С. 94-99. (соавт.

Павлов В. К)

14. Комплексный метод прогноза сгонно-нагонных колебаний уровня на устьевом взморье Енисея в зимний период с заблаговре-монностъю 2- 3 суток/ /Труды Аркт. и антаркт. научно-исслед. инта.- 1985.- 389.- С. 78 -84. (соавт. Уранов Е. Н.)

15. О возможности оперативного прогноза сгонно-нагонных колебаний уровня в неисследованных районах моряк//Труды Аркт. . и антаркт. научно-исс лед. ин-та. - 1935. -399. - С. 118-126. (соавт. Ураноэ Е. Н,)

16. О влиянии циркуляции вокруг о-вов Шпицберген на поступление атлантической воды в Арктический бассейн// Труды Аркт. и антаркт. научно -исслед. ин-та. -198S.-408.- С. 32 - 33. (соавт. Павлов Е К.. Мандель С. 3.)

17. Геострофическая циркуляция вод Норвежского моря в октябре-ноябре 1983 года//Труды Аркт. и антаркт. научно-исслед. ин-та -1988, -408, С. 55- 57 (соавт. Кузнецов B.JL, Тарасов A.B.)

18. О положении и структуре фронтальных зон Норвежского моря // Труды Аркт. и антаркт. научно -исслед. ■ин-та. - 1986.-403,-С. 56 - 68. (соавт. Кузнецов RA.', Тарасов А. R )

19. Рельеф уровенной поверхности Северного Ледовитого океана //Проблемы Арктики и Антарктики. -1986. -62. -С. 12-18. (соавт. Баннов -Байтов ¡0. А. и др.)

20. К вопросу о расчете сгонно-нагонных колебания уровня и циркуляции вод Чукотского моря// Метеорология и гидрология.-1986.- 1.- С. 54-61.

21. Численный анализ межгодовой и сезонной изменчивости динамики вод Северного Ледовитого океана//III съезд сов. океанологов. Тез. докл.. -Л.:Гидрометеоиздат. -1987. -С. 61. (соавт. Доронин а Ю.)

22. К&делирозание приливных движений в Северном Ледовитом океане //III съезд сов. океашиогов. Тез. докл.- Л.:Гидрометеоиздат.-1987.-65. (соавт. Мандель-С. 3.)

23. Современные методы океанологических прогнозов для арктических морей// III съезд сов. океанологов. Тез. докл.-Л: Гидрометеоиздат.- 1987.-С. 67. (соавт. Дворкин Е. Н. , и др.)

24. Крупномасштабные колебания уровня Северного Ледопитого' океана на фоне соответствующих изменений уровня Атлантического и Тихого океанов// III съезд ссз. сж^сшологой. 7<?&. докл. ~Л.: Гид-

- 32 -

рометеоиздат. -1937.-С. 68 (соавт. ДборкинЕ. Е и др.)

25. Результаты численного моделирования термогидродинамического режима вод Чукотского моря в осенний период //Тр. Аркт. и антарк. науч.-исслед. ин-т.-1988.-413.-С. 35-51. (соавт. Фролов И. Е.)

26. Моделирование сго.чно-нагонных колебаний уровня с учетом ледяного покроЕа // Труды Аркт. и антаркт. научн. исслед. ин-т. -1988. -413. - С. 85-95. (соавт. Гудкович 3. М. )

27. Периоды собственных колебаний уровня Северного Ледовитого океана//Метеорология и гидрология.-1988.-11.-С. 91-100. (соавт. Поляков И. R )

28. Моделирование сезонных колебаний уровня Северного Ледовитого океана//Метеорология и гидрология. -1988. -2. -С. 57-65.

29. Генерация вихревых образований в Фареро-Шэтландском проливе приливными течениями//Океанология. -1988.-XXXIII. -5. -С. 728- 735,

* 30. Некоторые результаты и перспективы численных прогнозов сгонно -нагонных колебаний уровня арктических морей//Метеороло- • гия и гидрология. -1989. -3,С. 74-82. (соавт. Аиик И. М., Степанов В. А.)

31. Об исследовании колебаний уровня Карского моря// Труды Аркт. и антаркт. научно-исслед. ин-та.-1989.-414. - С. 40-48. (со-аЕт. Дмитриев ЕЕ.)

32. Эффекты ледяного' покрова в моделях колебаний уровня и циркуляции вод//Труды Аркт. и . антаркт. научно - исслед. ин-та.-1990- 420.- С. 90-105.

33. Numerical model1 ins of the Arctic ocean.water dynamics. // Arctic Research, Advances and Prospects, Part i, International conference on research in the Arctic, Leningrad, 1988.- Moscow, Nauka, 1990.- P. 76-85. (соавтор Doronin N. Yu.)

34. Mathematical modelling of Water Dynamics of the Arctic Ocean // Abstracts. International Conference on the Role of the Polar Regions in Global Change, June 11-15, 1990.- University of Alaska, Fairbanks, 1990.-P. 82 (соавтор Doron in 11. Yu.)

35. Tidal water and ice dynamics of the Arctic ocean//Abs. Int. Conf. on the Role of Polar Regions in Global Change, 11-15 .June, 19S0, U. 3. , Univ. Alaska, Fairbanks, p. 80.

Ротп. AAH/M. Заказ К 70, тираж 100 эка. t

• Подписано к печати 01.04.91. Уч. изд. л. 1.3. Бесплатно