Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Моделирование крупномасштабной структуры и изменчивости гидрологических полей Северного Ледовитого океана

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Моделирование крупномасштабной структуры и изменчивости гидрологических полей Северного Ледовитого океана"

Министерство общего н профессионального ш'раюпшшп Российски?} Федерации

Российский государственный гидрометеорологический шел пут

На нрапах рукописи

ПОЛЯ КО] i Игорь Валенпп'опич

УДК 551.465.53(268)

МОДЕЛИРОВАНИЕ КРУПНОМАСШТАБНОЙ СТРУКТУРЫ И ИЗМЕНЧИВОСТИ ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ ПОЛЕ» СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА

(Сиеци&чыгость 11.00.08 - океанология)

Автореферат

диссертанип на соискание учено?} степени /'oinopa физико-математических нате

Санкт-1 1етербург 1997

Работа выполнена и Российском государстве!том гидрометеорологическом институте.

Официальные оппоненты: д-р геогр. наук Некрасов А. В.

д-р фш.-мат. наук Руховец Л. А. д-р фш.-мат. наук Рябченко В. А.

Ведущая организация: Государствешшй научный ценгр РФ Арктический и антарктический научно-исследоиагельский институт

Защита состоится 29 мая 1997 г. в 15 часов 30 минут на заседал Специализированного совета Д.063.19.01 при Российском государствен»' гидрометеорологическом институте по адресу:

195196 С.-Петербург, Малоохтинский пр. д. 98.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке РГГМИ.

Огзьшы па автореферат » двух экземплярах, заверенные печатью, просим папр.щляп Р1 ГМИ по адр:су:

195196 С.-Петербург, Малоохтинскни пр. д. 98. Ученому секретарю Специализированного совета Ю.И.Ляхнну

Ученый секретарь Специализированного совета Д.063.19.01

доктор географических паук Ю.И.Ляхш

А1ио[кферагразослан " СГ?р-е/>Я 1997 г.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальное!!. проломы 11|Ч)цсссы » новерхносп пых слоях Северною Ледовитою океана (CJIO) являются oiiiocirrc.ii.no неплохо щученными благо;ифя мноючислеппым наблюдениям ia д|Ч'Ифом спои и полярных станций. Имеете с им наблюдения m глубинными течениями крайне пемногочнелепш.:. а результаты моделирования порой проИ(ио|н;чиш.1. Осчшогся педооаючно иссле юм.тиымц циркуляция глубинных и промежуточных под океана, ее шмснчниоси. и мсчшппмы се поддержании, роль льда н формнроманни термохалиниой струкгурм ок.им и многие другие вопросы, сшпаиные с пониманием природных процессом, ироккающпх о северной полярно!! облает. Пшенсификация освоения боиненпшх pcc\]x.oi) Крайнею С'енера ставит шднчу обеспечения napo iiN.ix-xo lMik ineinii.ix организаций информацией о состоянии м вочмо/кнмч изменениях прнродпоП среды, рашишя современных '»ффектинных методом расчета и прогноза Акпнп.поел. диссертационной работы онределяечея необходимое н.ю решения ">тих насущных на\ мних и практических задач

11с.Л'_и_ч;Iи_р;к"ом,г Целью »диссертационной работы является ускшовлеппе шконо мерностей формирования кришомаеппабпой циркуляции Северно: о Ледовитого океана, его cesoimofl н меж! одовой пзмепчниоет, оценка роли ледяною покрова и формировании сф\'К1уры и тменчшичли полей 1смнсрагуры и соленоеш Арктического бассейна, разработки методой исследования (сновпых крупномасштабных процессов Сснерпого Ледошпого океана

Направлении: п> работы noipeôonaia [клиенпя следующих задач

- па основе архива данных Арктческого и Ашаркипюскою III111 посцхмгп. с|КМНемио| о зешие союпные ноля температуры и солености океана • \ ночая I ренл.шдское. I lopne.KCKoo и Ьарешюно моря,

- paipaôoian. численную i пд|1одиид.мическ\ю модель барок iiihiioi о океана со льдом. учшывающую процессы пингя/нарасгания льда, сю юрошенпм. is.p.iкжапня полыней и ратоднй.

-обоснован. природу цнркчляции поверхностных, промежуточных (апатических) и донных под в океане, оценки, расходы годы чере! основные пролив, рссдедоиан. мс.мо юн\м и 'меичпмо.. 11. icmchiih и колебаний \]мш!я:

методами моделирования исследовать сезонную тмепчтюси, ледяного покрова Арктики с учетом многообразия факторов, ее определяющих; покачать роль процессов чаяния и нарастания льда и формироиании стр\ктуры нолей температуры п солености океана; исследовать оаюешшети циркуляции под, связанные с формированием фронтальных прикромочных зон;

исследовать вклад приливов в формирование крупномасштабные особенностей гидрологических полей океана, определить механизмы этого воздействия.

Методика исследования. Численное гидродинамическое моделирование является основным методом исследования » диссертации. Оценка точное™ расчетов и досювериосгн полученных результатов проводится путем сопоставления полученных результатов с данными наблюдений,

Ш.Ï!L'lLÍi~y выносится следующие положения, выводи и результаты, имеюпще научную нотппу:

1. Термодинамическая модель океана со льдом.

2. Поля средних сезонных (зима и лето) нолей температуры и солености Северною Ледошпого океана, подготовленные для численною гидродинамического моделирования.

3. Рассчитанные средние сезонные (зима и лето) схемы циркуляции вод ь поверхностных, промежуточных и придонных слоях Северного Ледошпoí о океана, схемы свободной поверхности океана, опенки расходов через основные тцхшшы океана

-1. Трактовка причин п характера циркуляции поверхностных, промежугочштч и донных вод Северного Ледопшого охеипа.

6. Обоспоиапие районов максимальной продукции и таяния льда.

7. Обосмкш.ише факторов, определяющих формнрокшше сезонного хода температуры и солености в поверхностном слое океана.

8. Трактовка механизмов поддержания аруктури термохалинных шлеи океана приливами.

Ш-УЧ'К'Я И практическая значимость рабо.ы. l'uôoia начата в рамках темы НИР и ОКР Госкомгидромеча СССР "Разработать прогностическую модель цнркллмюш вод Северного Ледовитою океана, учшываюиию дшг.кення p;i >,лпчни\ временных машпабов" (тема 1 П.. PJ.47-I9W ir., общее «чо ¡:!<>i'¡ комплексной щхнраммы ГКИТ СССР ".VÍitpoBoii океан' )

Часть работы выполнена в рамках советско-норвежской океанографической программы ^ЫОР). Метод расчета циркуляции иод и льдов и бароклинном океане передан и Норвежский Полярный мне пнут.

Результат рабош могут быть также использованы:

- для исследования процессом различных пространственно-временных масштабов п бассейнах со сложной структурой термохалинных нолей к ледяным покровом;

- причостамленни атласов и пособий по акватории СЛО,

- при подготовке учебных пособий и л процессе обучения студентов и аспирантов высших учебных заведений, где читаются курсы лекций но физике и динамике океана и региональной океанографии:

- повышения эффективное™ экспедиционных исследований и басссГтах СЛО.

Лпч1п>п"1 вклад актора. Диссертационная работа выполнена как самостоя) ельное

научное исследование автора. Разработанная модель бароклнпного океана, модель льда (с реологическим соотношением П. Ю. Кулакова, модифицированным а» юром диссертации, и с параметризацией процессов торошения, разработанной С. А. Колесовым), а также совмещение моделей океана и льда являются персональными разработкам] 1 автора диссертации. Использование содержания работ, выполненных в соавторстве, во всех случаях отоваривается особо. При этом н диссертации нриводя1ся только те результаты, которые принадлежат лично автору.

Апробация работы и публикации. Основные результаты диссертации обсуждались на Третьем Съезде Советских океаполоюи (Лепит рад 19К7), на Международной конференции по роли полярных районов в глобальном изменении (Фербапкс, Аляска 1990), на Второй (1992) и Третьей (1995) Конференциях по моделированию изменений и изменчивости глобального климат (Гамбург, Германия), на 25 и 26 Международных коллоквиумах по гидродинамике океана (Льеж, Бельгия 1993, 1994). на Технической Конференции по наблюдениям океана из космоса (Берген, Норвегия 199-4), на Научной копфереицш. по динамике Арктической климатической системы в рамках Профаммы /\CSYS (Гетеборг, Швеция 1994), на Конференции по Программе АСБУЯ (Хельсинки, Финлян.шя 1994). на Международной Рабочей группе "Естественные условия Карского и Баренцева морен" (С.-Петербург 1995), на Рабочей Группе но исследованию Карского моря (Осло, Норвегия 1996), семинарах в АА1ПТИ,

ЛГМИ О'П'МИ), Miiemiyie Вычислительной Мшемашки All l'occmi.

Унпнерси-ieie Осло (1995), Гидрографическом Институте Гамб\рга (1996), Универсшете Аляски Фсрбапкс (1996).

Основные научные [кмуль: л n.i, положения, выводы и практические рекомендации, и.пекаюпше ич исследовании автора и непосредственно относящиеся к теме диссертации, содержатся в 33 работах, приведенных п конце ивгорсфсрага. Всего ta период научной деяюл 1.поста автором по;иотоплено к печати 39 работ. и) которых 34 опубликованы или пропит репетирование и приняты к печаш, 4 нредегандены к публикации.

Сппклура и объем работы. Диссертации состоит ш введения, пята разделов, «исночешш, списка лшерат)ры (197 наименований). Общий объем работы составляет 292 страницы (в юм числе 102 рисунка и 9 таблиц).

СОДЕРЖАНИИ l'AlJOTbl

вш-дкнин

Во введении к диссертации и пожени актуальность работы, сформулированы цели и тадачи исследовании, представлены основные положения, вывода и речультапл ,uicccpiaiuiit, имеющие научную ношпну. Приводится кратка содержание разделов работы, сведения im апробации работы и ее внедрении.

1. ТИРМОХАЛНИНАЯ СТРУКТУРА CliÜHPI ЮГО ЛНДОИИТОГО OKI-AI 1Л

Возможности исследования крупномасштабной структуры и изменчивости гидрологических полей CJK) во многом определяются качеством исходоой информации. Сущесточощие источники информации о температуре и солености океана (Атлас Арктики, Лише Северного Ледовитою Океана, атлас Лешпуса 1987) обладают ряде:.: недостатков, что снижает цеиноаъ их использования при решении океанографических задач в СЛО, в том числе числе! и юм гидродинамическом моделировашш океана. Палому первым шагом в исследовании была по;иотовка исходных средних полей темпера пры и солености СЛО (мерный параграф главы). данные представлены и цифровом виде в у пах регулярной сетки и moivt быть иснольтоваиы для решения раинчных океажч рафичеекпх чадач

13 параграфе описана методика построения полей температуры и солености океана, приводятся данные о качестве первичной информации, ее полноте для различных районов, о методах ее обработки и пространственной интериолмщш. Основным источником информации для Арктического бассейна СЛО яшгяются лпчшлс наблюдений высокоширотных воздушных экспедиций зимой и данные дрейфующих станций СП и судовые наблюдения п свободных ото льда районах летом. В Севсро-Кнронейском бассейне II Варсппепом море измерения температуры и солсиости выполнялись с судов в рамках экспедаций ПОЛЭКС и ''ЛЮКС, соответственно. 1'а(Ч)га с исходными дашплми наблюдений включала коитро.и. ошибок в значениях температуры и солености и пространственную сплайн-интерполяцию в \ ¡.ил регулярной сетки с шагом 55.6 км.

Во тором параграфе главы на основе предшествующих исследовании различных авторов рассмотрены водные массы СЛО и его термохачишшя струкпра.

В треп.ем параптафс рассмотреш.1 гео1рафическио особенности во;и,| и механизм!,! взаимодействия Атлантической Промежуточной воды с поверхностными и донными водами по данным различшлх авторов. Ан;ииз1ф\ются зимние и легшие характеристики слоя атлантических вод по построенным распределениям 1емпср.".1>)ти н солености океана. Зимнее понижение верхней транш ил слоя в районе коппшенгалмшх склонов морей Баре1щева и Лаптевых может служить доказательством ин:енсишюГ( приекдоиовой конвекции. Пространственное распределение всех характеристик Промежуточной водной массы (то.шцшы, глубины залегания, темперапрм и теплосодержания) указывает из адвекпготю природу апатических вод в басссГше Нансена.

В четвергам. параграфе главы приводится обзор исследования циркуляц/ш поверхностных, промежуточных и донных под в Северном Ледовитом I. . не. К основным особенностям ииркулящш отнесем;! значительная ее изменчивость с рахшчными простриштешилхш и временными масштабами.

Пяплй параграф главы поспяшеи характерно гике ле;1ЯНого покрова Арктики мо опубликованным .материалам. В параграфе анализируются данные о толнтие льда, атотади ледяного покрова и циркуляции :п.да. Термо.лпнамгтческие характеристики льда рассмотрены во второй главе диссертации.

2. ДИНАМИЧЕСКАЯ 1ЕРМ0ДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКГЛ11А СО ЛЬДОМ В )1ер»о,м параграфе глашл иршодится краткий исторический обзор создаю»!

моделей океана со льдом. Нерпой полной моделью СЛО со льдом была модель Хнблера

и Нрайани (1986). Она основана на ненреобразованних уравнениях, использует /.-систему

координат, постоянные коэффициенты турбулентного обмена. Поведение льда в модели

описывается горизонтальной двумерной моделью с вязко-пластической реологией

(Хибдер 1979), использованной позднее во многих моделях крупномасштабной

циркуляции. В совместной модели океана со льдом Семгнера (1987) океан представлен

М1Ю1 оуровонпой моделью (версия модели Брайана (1969) с более эффективной

вычислительной процедурой). Динамическая модель льда сформулирована согласно

(Хнблер 1979), термодинамический блок включает трехслойную модель льда со снегом

(Семтнер 1976). Пртчард и др. (1990) разработали совместную модель океана со льдом,

в которой нниренние напряжения и ледяном покрове описываются упруго-нчастической

реологией, а модель океана включает кинематическое граш^шое условие для

вершкатыюй скорости (модель со "свободной поверхностью"). Сопряжение модели

океана, записанной в сигма-системе координат (Бламберт и Меллор 1983), и льда

(Меллор и Канта 1989) позволило посгрошъ совместную модель океана со льдом

(Хаккннен и Меллор 1992). Ледовая модель является синтезом идей и разработок из

ранних моделей ледяного покрова. Использование совместной модели позволило

подучить ряд интересных результатов (Хаккннен 1993, Хаккннен и Меллор 1992,

Меллор и Хаккннен 1994). Основным отличном совместной модели Оберхубера (1993)

является использование изопюшичесьой модели океана: динамическая модель льда

сформулирована согласно (Хибтср 1979), а термическая модель льда основана на

разрабогеах Се.шнеоа (1976). О.шако нН одна из совместных моделей оксшш со льдом

(за исключением модели Притчарда и др. 1990) не включала функцию распределения

льда но толщинам, упруго-пластичссглто реотошю, а также специальные алгоритмы для

_ расчета ;иншмики кромки льда и адвекции тента и соли. Модель Притчарда и др.,

записанная в лафанжевых коордшытах-, имеет сущеетвенйые ограничения -лтя-

воеирочзведення долгопериодной и шеичипостн.

П»_ШШ.Ч>*1-'^'ШЦУК' 1'лаиы приводится формулировка совмесшой модели

океана со льдом

Первый раздел параграфа посвящен описанию модели льЛа. Толщина ледяного покрова представляется в виде функции распределения с введением парциальных то. шин и сплоченное!ей. Последняя описывает долю площади, занято льдом определенной толщины. Изменчивость функции распределения может обусловливаться как динамическими, так и термодинамическими факторами. Категории толщин льда в модели соответствуют вофастным градациям льда, нрншпым в практике российских наблюдений. Уравнения сохранения массы н сплоченности льда записываются для каждой градации отдельно. Торснение в модели определяется перераспределением льда между категориями с увеличением сплоченности второй градации и уменьшении сплоченности первой прн сохранении массы льда в ячейке. Уравнения движения льда уппывают нестациоиарность процессов перераспределения льда, адвекцию льда, силу Корнолиса, наклоны уровня в океане, '.асаюльпые напряжения на поверхностях раздела лед-пода и лед-воздух и внутренние напряжения во льду. Для описания внутренних напряжений ми рассматриваем лед как уцруто-иластичную изогрогшуто среду (Кулаков 1983). 13 тличие О! шпко-плаешческой роолопш Хиблера (1977), упруго-пластический закон связывает напряжения, возникающие во льду, не со скоростью изменения тензора деформации, а с самим тензором деформации. Напряжения в ледяном покрове рассчитываются по упругим деформациям согласно линейному закону с модулем Юнга и коэффициентом 1 Кассоиа в качестве коэффициентов пропорциональности. В отсутствие пластических деформаций рассчитан!п.!е по линейному закону упругие напряжения являются максимально возможными. Сохранение определенной текучести ледяного покрова (т.е. пластичное ги) достигается введением корректировки упругих напряжении. Максимально возможное напряжение в модели зависит от прочности самих тонких льдов в ячейке толщиной к""" и рассчитывается по квадратичной зависимости от //"'". Термический блок

модели во многом пов торяет разработки Семтьера (1976; и Паркипсон (1978). Наиболее существенным отличием нашей тер.модиналгпчеекой модели льда от упомянутых

является то, что она включает несколько категорий льда, а таяние и нарааание •

рассчитывается « каждой категории льда отдельно. При этом скорости изменения толщины и площади при боковом таяшш тонкого и толстого льда будут существенно различными. Кроме юго, введение различно!! солености льда разной толщины (470о дтя многолетних льдов и 16 7ио для ннласа (Макппас 1991) позволяет более точно

воспроизводить процессы осолопеШм и распрешения поверхностного слоя океана при нарастании и таяшш льда. 11ерераочет температуры и солености поверхностного слоя океана ведется с учетом изменения температуры и соленосш воды подо льдом каждой градации как средневзвешенное их значений с выполнением условия консерва гибкости характеристик.

Во втором разделе параграфа приводится описание модели океана. Она включает полные уравнения движения, записанные в декартовой системе координат в приближении Ьуссинеска, уравнения гидростатики, неразрывности, баланса тепла и соли, состояния. Последнее формулируется согласно работе Семтиера (1974). Для определения неизвестных коэффициентов вертикального турбулентного обмена импульсом, теплом и солью используется либо соотношение Нрандтля, связывающее значение искомою коэффицие1гта с вертикальным 1радиентом скорости тече!шя с множителем, пропорциональным квадра iv масштаба турбулентности, либо соотношение, предчожепное Кочертиным (1989), где коэффициент вертикального тлрбулетною обмена полагается зависяншм от вертикального сдвига скорости и вертикального градиента плотности. Использование той или иной зависимости и каждом из изложенных в ;шссертации 'жеиеримешов оговаривается особо. Принятое в модели кинематическое граничное условие па поверхности позволяет явным образом разрешай, динамику 6i.icipi.ix поверхностных гравитационных волн. Для построения эффективной шл'ше.нпелыюн процедуры и модели исиользусгск расщепление процессов на быстрые (баротрошшя мода) и .медленные (оарок.чшпилс моды). Быстрые процессы восирои ¡водятся ирош нитрированными по иоршкалн уравнениями движения и неразрывности, медктшие движения рассчшываются но трехмерным уравнениям дпижени , в, которых опущены слагаемые е Iра;ше1;ламн уровня. Склейка решений двумерного и трехмерного блоков модели позволяет получить значения трехмерных скоростей течений, и которых учтена составляющая, обусловленная колебаниями уровня.

В третьем разделе параграфа рассматривается дискретная , формулировка

-уравнений модели. оспош'ппая на конечно-разностных аппроксимациях. Растете!¡не

уравнений движения по физическим процессам и направлениям (Марчук 19X8) позволяет посгроть »ффекшвпую вычислительную пронед\ру Расчет адвекции нчпуд|.сл в уравнениях модели ль;ч и океана ведется по схеме Донса-Ри.ттайера (1'оуч 1980). Коиечно-р.! икччное нредешвление хр.жплшй медсли ti.ui пепотыуе! В что 1К\ Араклвы

(Мезингер и Лракана 1079), где компоненты скорости дрейфа расположены в углах ячейки, а скалярные функции (сплоченность, масса, толщина) - и ее центре. Слагаемое с параметром Кориолиса центрируется па середину временного шага, касательные напряжения между льдом и водой имеют явно-Неявное представление, грпдиенпл уровня берутся с предыдущего тага по времени, а внутренние напряжения рассчитываются по явному алгоритму. Неяшюсти обходятся ¡алгебраическими преобразованиями. Детально алгоритмы модели представлены в работе (Поляков н др. 1994). Аппроксимация двумерных уравнений дпиженш; для расчета блротрошюй моды » модели океана построена на использовании С-сетки. Дли аппроксимации слагаемых с параметром Кориолиса для сохранения консервативности вводятся неси, пропорциональные значению относительного вихря ITH. Разностная аппроксимация трехмерных уравнений в модели океана для расчета бароклиппых мод основана на U-сетке Аракавы. Расчет вертикального турбулентного обмена осуществляется по неявному алгоритму по методу прогонки. Подробно разностные схемы модели океана ииожеиы в (Поляков 1996).

Для вычисления адвекции парциальных сплочепностей и массы в модели л1<;щ и температуры и солености в модели океана использован алгоритм !>ориса (Норис и 1>\к 1973) четвертого и второго порядка точности, соответственно. Этот алгоритм сочетает высокий порядок точности аппроксимации с сохранением монотонности решения. ')ш важно, в частности, при воспроизведении динамики кромки льда, образования разводий и Польшей, фор.\ятро»ашы и сохранения фрогпальных областей в океане.

Третий параграф главы посвящен описаншо тестовых испытании модели, В первом разделе параграфа приводятся постановка задачи и результаты воещхмппедення одномесячного дрейфа 15 буев в центральном Арктическом бассейне и сравнение рассчитанных скоростей с наблюдет ü 'ми. В экспериментах исследовалось , ведение динамических блоков моделей океана и льда. Начальное распре, te юпне толщины льда задано по (Романов 1992), скорости течений и дрейфа льда полагались ра >ми нулю.

Шаг по пространству в этом и всех последующих пкеиериментах был равен 55.6 км. В •

качестве вынуждающей силы использовались касательные напряжения ветра, рассчитанные по данным об атмосферном давлешш с дискретностью 12 часов. Модель воспроизвела основные черты дрейфа льда в бассейне. Важно отметить, что даже в относительной близости от бе|ч.тов рассчитанный дрейф буев вполне реалистичен, что

см>детел1.еп1ует о физически кор^ктно сформулированной модели внутренних напряжений во льду.

По втором разделе параграфа исследуется поведение термодинамической модели льда. 13 серии экспериментов воспроизводится сезонная и ментоловая эволюция ледяного и снежного покрова, температуры и солености воды в ряде точек океана. В расчетах не учитывалась динамика вода и льда. Заданы начальные профили температуры и солености и исходная толщина льда. Параметры атмосферы, альбедо льда и снега взя-ш из Атласа Северного Ледовшого океана и из (Мэйка г и Унтершганпер 1971). Рассчитанные компоненты уравнения баланса тента находятся и соответствии с результатами Паркннсон (1978). Расчеты временной эволюции толщины льда пока шли зависимость долгопериодной изменчивости харакюрист.гкп от ...фгпкалььых профилей температуры и солености океана. Отсутспше в экспериментах адвекции тепла атлантическими водами привело к постоянному, хоть и небольшому, увеличению толщины льда. Сезонные изменения толщины льда и снега, температуры и солености поверхностного слоя океана, потока тента от океана к нижней поверхности льда вьплядаг реалистичными и хорошо согласуются с дапнымн наблюдении (Романов 1992), рел'льтагами расчетов Меллора и Канты (1989) и других шпоров.

13 треп.ем разделе параграфа моделируется отклик идеализированного бассейна па aiмосферное воздействие с использованием совмеспюй модели океана со льдом. Формулировка серии эксперименюв (геометрия бассейна, граничные и начальные условия дтя мидели океала) отчасти повторяет условия СовеЛ'ко-Норвежското Численною Эксперимента но калибровке трех моделей океана со свободной поверхностью. Изменения и постановке задачи состоят в добавлении ледовой модели с соответствующими 1рапичными и начальными условиями.

В экспериментах модель воспроизвела обусловленные нет|х>м и |радиентами плотности течения и колебания уровни, а также а;толлинг и дауннеллши вод у береюв п контннешалыюю склона с соответствующими и ¡менепиями и поле нлопикпи. У пршлубою бе|кга вследствие отжимного дрейфа льда обрамвалась зона разводий. \ пр^нвонитожио1оТкреги~-~оГ\тасч1._торотепип,-^ n uiuiopa

jxi'w и более. ')ю проявилось в распределении и ла по ктнеюрпям Приб^жпые Оароклышме течения со скоростями более 1 м/сек обусловит формирование локальных максим».мог. ско|\к:|ей дрейфа льда. Циркуляции .и да вы жала надеине ско}чч.1еГ|

течений и уменьшение иереиадп уровня в океане. Влияние леданого покрова на циркуляцию в океане наиболее существенно на мелководье.

3. ДИАГНОСТИЧЕСКИЕ РАСЧЕТЫ ЦИРКУЛЯЦИИ CEBEPIIOI 'О ЛЕДОВ! ГГОГО OKEAIIA Основу этой главы составляют диагностические расчеты течений и колебаний

уровня СЛО. В первом параграфе приводится краткая историческая справка о

применении диагностических методов исследования состояния океана. Отмечено, что

Саркисян (1969) и Холаид и Хиршмап (1972) были тюнерами этого направления.

Пспользоватгие прогностических моделей с неким множителем, пипужда-'.цим значения

температуры и солености оставаться близкими к их климатическим значениям яв.ыется

одной из разновидностей диагностических расчетов (Снрмиеито и Нрайап 1'>Х2).

Ассимиляция данных в численных моделях океана является друюй возможностью

получить установившееся решение п океанских моделях (Буши 197S, Саркисян 1991.

Мп|хгпо<е и Вунш 1993). Однако этот подход нуждается в дополнительных ресурсах

компьютера. Недосга гками диагностических расчеши являются прежде всею

использование рассогласовашалх нолей плотности, рельефа дна и используемой в

расчетах модели, а также ''шум", обусловленный зафиксированными в полях

температуры и солености нестационарными процессами. В (Саркисян и Демин I9S3)

предложен лльтернагивный мегод для получения установившегося решения. Идея

метода состоит в применении короткопериодного npoi постическот о ипгет рпропапня

перед диагностическим расчетом. Этот подход использован, например. ;ця расчета

циркуляции п Северной Атлашике (Изер и Меллор 1994).

lio втором параграф1' главы приводится формулировка экспериментов. Расчеты

выполнены с привлечением уравнений движения вод!л с параметри тайней иер i нкальнот о

турбулентно!о обмена по Прал;гглю и определением масштаба турбулентности coi.iacno

(Вольцингер и др. 1989). Коэффициент гориюпталмтоп турбулентного обмена ранен

510" см "/сек. Поскольку эксперименты носили диагностический характер, т.е.

уыпуждающиссилы предполагались постоянными, то уравнения оатанса тепла и соли не

использовались. Расчеты выполнены по модели океана без льда 15 (Саркисян 1991)

отмечено, то поля нлопюст являются индикатором различных процессов, в том числе

баро|рот[пой поверхностной циркуляции. Кроме того, мал»« значение утла поворота

между льдом и поверхностным с.юсч у.оли. и<> ¡ученное по данным наблюдении и

составляющее но разным источникам от 0° до 23°, свидетельствуют о Tout, что ошибки, связанные с пренебрежением в экспериментах динамикой льда, будут милы.

Состояние покоя использовалось в качесте начального для скоростей течений и уровня океана. Для скоростей течений прилипание со скольжением и свободное протекание (равенство нулю нормальных к грапицк производных скоростей течений) являлись гра1шчиыми условиями на твердых стенках и открытых границах, соответственно. Модель включала 23 горизонта по вертикали. Шаг по пространству постоянный и равный 55.6 км. Расчеты выполнялись с "баротрошгым" и "бароклипным" шагами повремени, рапными, соответственно, 150 секундам и 2 часам.

И качестве вынуждающей силы использовались построенные поля температуры и солености CJIO, расход воды и Беринговом приливе принят равным 1 Sv (10° м'/сек), в Лагском пролива и Норвежском море - 7 и К Sv, соотвеютвенно. Средние январское и июльское поля атмосферного давления заимствованы из Атласа Северного Ледовитою океана (1980). 13о всех выполненных экспериментах расчеты выполнялись до получения уставпонишпегося решения, критерием чею служила средняя кинетическая эиерпш течений. Иремя, в течение которого решение приходило к устойчивому режиму, изменялось от 22 до 30 дней.

13 третьем параграфе рассмотрены результаты расчетов течений и колебаний уровня. И нервом разделе наршрафа исследуе1ся циркуля.щя, обусловленная комплексом вынуждающих сил - ветром, градиентами атмосферного давления, расходами через проливы и полями температуры и солености океана. Расчепл выполнены для двух сезонов - зимы п лета.

Рассчитанные зимние и летние поверхностные течения и уровень оке^е-содержат аптцкглонический круговорот в море Бофорта, Трапсармнческое, Восточно-Гренландское и Северо-Атлантическое течения. И центральных районах Арктического бассейна возвышение уровня «нлаиило около 20 см, в Северое вропейском бассейне присутствует .шухядерная структура, прослеживаемая и нолях плотности. Летние _ поверх1к>стт1ме_ течения более интенсивны по сравнению с зимними п районе коншпенгальпою склона морей Чукотскою, I i ос i о1 mo-C кипрского и J luiiicnux, ч iu.- по-видимому, 0Н1Х.мсляется весенне-летним стоком сибирских )1ек, формирующим nricoKoi pa^uieimioe поле п.внпости. 15 то же время г астральных арктических районах лешие повср.хпоешые течения менее разиты вследствие более слабых леших ueipou.

В приданных зимних и леших течениях прослеживается их зависимость от рельефа дна. Максимальные течения глубокого океана наблюдаются у континентальных склоноп морей 11укотского (здесь скорости достигают 20 см/сек), Восточио-Сибирско! о, у Шшщбергена, интенсивны Восточно-Грепландское и Норвежское течения. Выделяется придонное течение центральной части Арктического бассейна. Оно берег начато к северо-западу от Гренландии, распространяется п направлении континентального склона Чукотского моря, пересекая на своем пути географическую точку Северного Полюса. Течение распространяется, следуя изобатам, Оно является постоянным элементом рассчшшшой для нескольких лет (1973-1978) придонной плотность ■••; циркуляции Аркшческого бассейна. Придонные лепше течения более развиты по сравнению с зимними на шельфе арктических морей и их континентальном склоне. К обшнм закономерностям придошюй циркуляции можно от пес т также усиление течений Арктического бассейна у континентальных склоноп и подводных хребтов, большую интенсивность течений Евразийского суббассейна но сравнению с Амеразийским (течения в центральной чисти последнего не превыш-ют 1-3 см/сек), постоянство направления основных течении океана пне зависимости от сезона.

В таблице 1 приводятся рассчитанные расходы через основные проливы СЛО при задании комплекса вынуждающих сил. Оценки поступления воды в Пориежское и Гренландское моря из Атлантики через Датский и Фареро-Исландский проливы помещены в графу "Приток". В этой же графе определяется масса воды, постутыютля п Арктический бассейн через проливы, соединяющие бассейн с соседними морями. Оценки расходов, помещенные в графу "Приток" для проливов Карские Ворота, Шпицберт ен-м Нордкап и Земля Франца Иосифа (ЗФИ) - Новая Земля, означает, 'по массоперенос осуществляется в Баренцево море из соседних с ним бассешю' океана. Звездочкой отмечены проливы, расходы коюрих в данном эксперименте м.ьи.длись п качестве граничных условий. В проливах Канадского Арктической» архипелага задавалось условие свободного про1екання, вследствие чего водообмен -.|> кропался процессами внутри Арктического бассейна как результат установления баланса массы воды.

Таблица 1

Рассчитанные расходы через нролтТвы Северного Ледовитого океана (8у)

11рол1ш Зима Лето

Приток Сток Приток Сток

Датский (*) 0. 7.00 0. 7.00

Фареро-Исландский (*) 8.16 0.43 10.40 3.11

Фрама 1.63 0.64 0.82 1.51

111111 шберге! 1-! 1ордкап 0.56 0.82 0.98 0.

!Чннцбергеп-3<Г'Я 0. 1.10 0. 1.09

ЗФИ - Новая Земля 0. 0.77 0. 2.00

ЗФИ - Северная Земля 0.73 0.06 2.11 0.30

Карские Ворога 0. 0.17 0. 0.07

Внлькицкого 0.27 0. 0.25 0.

Берингов(*) 1.00 0. 1.00 0.

Канадского Арктического Архипелаги 0. 1.83 0. 1.28

В втором раздело параграфа исследуется реакция бассейна на воздействие каса1елы!ых напряжений ветра я градиентов атмосферного давления. Особенностью полей являются очень слабые градгешы атмосферного давления (и, соответственно, слабые рассчитанные ветра) летом и развитый сибирский антициклон в центральной Арктике зимой.

Слабые летние ветра обуслсвили незпачптелы тме градиент уровня и слабые поверхностные течения. Нсболып»с усиление течений наблюдается липа, на сибирском шельфе и в цешралыплх районах океана. Придонные летние течения глубокого океана не превосходят I см/сек, па шельфе щхшсходш ж небольшое усиление.

Зимние поверхностные И придонные ветровые течения н СЛО более интенсивны в сравнении с летшши. В центральной части Арктического бассейна на поверхности сформировался анпщиклонический 1фугопорот. Поверхностные течения н Северо-Европейском бассейне находятся в соответствии с общими представлештш о характер циркуляции Норвежского и Гренландского морей. В море Бофорта получен прогиб свобо;щоГ1 поверхности, достигающий 20 см, а в Норвежском море - максимум уровня. Отметим важную деталь, что рельеф свободной поверхности океана, обусловленный негром и градиентами атмосферного давления, а также суммарным действием вынуждающих сил, находятся в протнпофазе. Придонные зимние ветровые течения в Северном Ледовитом океане "отслеживают" неоднородности рельефа дна: характерной особенностью является их усиление у континенталытых склонов.

Показано, что ветровая циркуляция является определяющей для формирования системы зимних поверхностных течений океана, тогда как летняя поверхностная циркуляция в бо;н шиистве районов океана, за исключением прибрежных районов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, имеет другую природу. Отметим, что расчеты выполнены при использовании очень сглаженных средпеклиматических нолей атмосферного давления. Следствием этого может бьпъ, по-ви;щмому, заниженный вклад ветра и градиентов атмосферного давлешя в формирование поверхностной циркуляции океана.

В следующем разделе пераграфа пр1шедена схема циркуляции, обусловленная заданием на открытых границах расходов, или потоков массы. Течения получили развитие лишь в районах, прилегающих к открытым грашщам области (этот эффек! наблюдается на всех горизонтах).

В четвертом разделе рассматриваются схемы течений и >ровпя, построенные по средним зимшш и лепшм полям температуры и солености Северного Ледовитого океана.

Рассчитанное поднятие уровня в центре пнп ¡циклонического круговорота и Амеразийском суббассейне достигает 30 см, а в Гренландском море наблюдается опускшше уровня на такую же величину. Примерно такие же величины получены в (Прошупшский 1993). Уклон уровня ог Чукотского моря к Гренландскому достигает 60 см, оставаясь практически неизменным от сезона к сезо1ту. Схемы денипелянин уровня, построенные по результатам расчетов с ишольюидиием комплекса вынуждающих сил и

полей плотпосш как единственной вынуждающей сши, близки. Эго позволяет заключить, что доминирующим фактором, огветешепным за формирование уровня глубокою океана, являются градиенты плотности. Согласно расчетам, вклад ветра и градиетпов атмосферного давления отчасти компенсирует вклад градиентов плотности в установление схемы дешшеляции свободной поверхности океана, т.е. их действие противоположно направлено.

Модель воспроизвела двух ядерную структуру круговорота в Арктическом бассейне, характерную для двух сезонов. Расчеты показали усиление алотиоспюй составляющей Трансарктического течения от зимы к лету. Мтюгоядсршш структура поверхностных циклонических течений, способствующих щхл еканню глубокой конвекции, сохраняется в Гренландском и Норвежском морях в течение года, но расчеты показывают сезонную изменчивость положетшя, площади и интенсивности кру говоротов.

Расчеты подтверждают основанный на измерениях вывод о существенных отличиях динамики придонных течении Амерашйского и Евразийского суббассейнов. Для первого характерно образование на пеоднородпостях рельефа дна многочисленных вихрей. Придонная циркуляция Евразийского суббасеешш более интенсивна с максимальной скоростью течения около 10-15 см/сек у кот гтинет пилы того склона Чукотского моря. Особенностью ряда районов Арктического бассейна является смена знака течения с глубиной. К примеру, интенсивное противотечение формируется в бассейне Нансена к северу от Шпицбергена, обеспечивая круглогодачное постушени.-атлантических вод в Арктический бассейн. Вместе с тем, расчеты не подтвердили предположение Отарда С10X9) о том, что .придонные и поверхностные течения повсеместно противоположно направлены. По нашим данным, более общей ситуацией является поворот течения с глубиной на угол '15-90 градусов.

Дзя сравнения результатов расчетов с данными прямых наблюдений течений глубокого океана мы использовали материалы работы (Отард 1989). Длительные измерения течений были пыиолнены в чеплрех районах бассейна у континентальных склонов Шпицбергена и моря Бофорта, у поднятия Алт.фа и хребги Ломоносова Сравнение покатало, что во всех точках в центральной Арктике "измеренные и— рассчитанные течения имею! б.ппкие шицхюлення .'максимальная абсолютная ошибка не иреныиша л5°). ">го обусловлено тем, что направления придонных течении практически полностью определяются рельефом дна и потому строю следуют июбашм.

Близки и модули сравниваемых скоростей течений в центральных районах Арктического бассейна, где отклонения не превышали 1-2 см/сек. Вместе с тем в двух точках - у Шпицбергена и в море Бофорта - получены заниженные расчетные величины скоростей. Мы связываем это с относительно слабым (55.6 км) пространственным разрешеш1ем, использованным в экспериментах. Вместе с тем модель неплохо воспроизвела структуру течешш в районе континентального склона Шпицбергена. Важной особенностью течешш V континентатьного склона Шпицбергена является придонный максимум скорости в районе края шельфа - лачала континентального склона. Подобный же максимум у верхней оконечности континентального склона характерен, согласно нашим расчетам, и для других районов океана.

В пятом разделе параграфа анализируется рассчитанная циркуляция в слое атлантическах вод. Согласно расчетам, циклонический круговорот п Евразийском суббассейне, существование которого предполагалось большинством исследователей, наиболее развит п зимний период. Летом его центр смещен к Гренландии, при этом площадь круговортта в Арктическом бассейне уменьшается. Выделяется штишклоническая завихренность, цешр которой летом расположен в центральной части котловины Амундсена, а зимой - у хребта Ломоносова. Эта система течений в основном и обеспечивает водообмен атлантическими водами меж;(у Евразийским и Амеразипскпм суббассейиашт. Летом преобладающий пш циркуляции в Амеразийском суббассейпе анпщиклонический, с нескольким! локатьными циклоническими вихрями. В зимний период выделшъ в данном районе основной тип циркуляции довольно тру дно, скорее можно говорить о сложной системе связанных между собой вихрей различной интенсивности.

Рассчитанные скорости течений зимой максимальны в р;шоне про.ита между Штщбергеном и Землей Франца Иоофа, где они достигают- 7-8 см/сек ' летний период в Арктическом бассейне происходит интенсифш<ация течении, наиболее заметная в Амеразнйском суббассейпе, где скорости течений составляют 3-4 см/сек против 1-2 см/сек зимой. Это является "косвенным подтверждением бароклиппого характера циркуляции атлантических вод в Арктическом бассейне, поскольку именно в летний сезон происходит обострение градиентов температуры, и солености при одновременном ослаблении атмосферной циркуляции. Летом макспматьные скорости

течений (до 7-7.5 см/сек) отмечаются вдоль материкового склона у Земли Франца Иосифа и Северной Земли.

Полученное распределение водообмена между Евразийским и Амеразийским суббассениами с одним источником и диумя стоками атлантической воды из Амеразийского суббасесчша согласуется с выводами Руделса и др. (1994) о характере водообмена атлантическими водами через хребет Ломоносова.

Дтя исследования возможных путей пе[)еиооа атлантической воды в Арктическом бассейне используется аналш траекторий движения трассеров, следующих в потоке атлантических вод. Два рассчитанных поля течений для зимы и лета яшшются основой дтя выполнения анализа. Эш два ноля течений использованы дня получения значений скоростей течений в каждый последующий момент времени. При интерполяции но в]>емени учтена нища и 1(]Х1 дол.):цельности зимнего и летнего периодов (Никифоров и Шнайхер 1980). Линейная лнтерш.тяция использовалась дач но;[учения значений скорости течения в точке с коордшытами трассер;!. Было выполнено более 30 экспериментов с заданием различных начальных положений трассера вблизи пролива Фрама с различным начальным моментом их движения (в декабре и июле).

Движение трассеров показало на существование двух крупномасштабных систем циркуляции - циклонической в районе Земли Францд Иосифа и Шпицбергена и анпщиклоннческой в центральной часта Арктического бассеша. В цешре ашицикло!шческой '.тих^члшоеги присутствует "точка притяжения" частиц: при попадаиш в ее окрестноеп. частица воды щхжращает движение и остается там неограниченно долго. Начальные о I резки движения частиц различны. Это или обход вокруг Земли Франца Иосифа, или вращение в о,цю.м из круговорота. Однако наиболее всролцый путь движения частицы во внутреннюю «Лтасть бассейна Нансена лежит вокруг Земли Ф|чища Иосифа. ,)шт результат находится в согласии с литыми наблюдений (Гаскард и др. 1984), когда большинство буев нейт|шыюй пловучести с иачатьной точкой в проливе Ф]х1.ма двигалось в слое атлантических вод вокруг Земли Фра] ар Носифа.

0_''стертом пара!рафе главы представлены результаты диагностических

расчеши зимних гпотноеП1Ььх_:счений~Арктнческо1 обнссейшги-1973--—1979-i одах.-Пдннстеппой вынуждающей ентой и каждом н< семи экспериментов служили построенные поля температуры и соленое!п океашнрафпчскких сьемок 1973 - 1979 гг.

Методика выполнения расчетов аналогична использованной в предыдущих разделах данной главы для построения схем средней зимней и летней циркуляции Северного Ледовитого океана. 13 расчетах использована трехмерная нестационарная бароклннная модель океана со свободной поверхностью. Положение открытой грани]ил в каждом из экспериментов определялось наличием доступной информации о температуре и солености и изменялось от года к году. Рапные пулю нормальные к открытой границе прон ¡водные скорости течения использовались п экспериментах в качестве граничных условии.

Постоянными элементами рассчитанной поверхностной плопюстной циркуляции Арктического бассейна для 1973 -1978 гг. являются Трансарктическое течений и ангициклонически!"' круговорот моря Бофорта. Изменение положения цеифл антищжлоштческого вращения, определяемое максимумом уровня, относительно мало. Часть Трансарктического течения у континентального склона Чукотского и Восючио-Сибирского морей также довольно устойчива, что, по-видимому, определяется рельефом дна. Незначительны изменения во времени плошостпой циркуляции на шельфе Чукотского, Лаптевых и Восточно-Сибирского морей. '>гн черты хорошо прослеживаются и в схеме средней поверхностной шопгасгной циркуляции.

Рдссчтаннля поверхностная циркуляция 1979 года яиляекя аномальной. Трансарктическое течение, циркуляция в бассейне Нансена и на шельфе Чукотского и Восточно-Сибирского морей противоположна средней. К сожалению, сьемкл 1979 года была выполнена на ограниченной области Арктического бассейна (покрыше бассейна дашгыми наблюдений легко определяется но отсутствию векторов скоростей течений в районах, где наблюдения не выполнялись). Поэтому невозможно сделать вывод о типе циркуляции (цнклоштческом или аншцнклоиичеекчы) для бассейна в целом. Согласно дшшым наблюдений, в 1979 го.чу в нэвер-постном слое океана у Северной Зеилп наблюдалась аномалия солености со значениями более 34%о. тогда как типичным климатическим распределением солености является постепенное увеличение ее значении с приближением к Гренландии. Источником соленостной аномалии 1979 года может быть аномальная атмосферная циркуляция 197S-1979 годов.

Согласно расчетам, постоянным элементом поверхностной плопюстной циркуляции Арктического бассейна 1973-78 годов является также анпщнклоничеекая завихренность, обу словленная минимумом солености на горизонте 250 м и ниже и

расположенная к северу ■< северо-западу от Гренландии. Положение цешрЬ и интенсивность этой циркуляции от года к году изменчивы, поэтому в схеме средник течении максимум уровня, соответствующий этому вращению, размыт и не превышает 12 см, а соответствующие течения слабы.

Особенности нолей температуры и солености отдельных лет обусловили рад локальных экстремумов в ноле уровня и течений, что также отличает рассчитанные схемы циркуляции для конкретных лег от средиемноголетней. Однако в целом поверхностные нлотностные течения 1974-1977 годов имеют много общего со схемой средний поверхностных плотносгных течений.

Максимальные скорости придонных течений получены у континентального склона Чукотского и Восточно-Сибирского морей (более 20 см/с для некоторых лет). В ¡''73-1978 гг. ».травление течения в этом районе шгшцшшоническое, а в 1979 -циклоническое, при этом течение сохраняет свое направление от поверхности до дна.

Одним из постоянных элементов придонной нчотностной циркуляции 1973-78 гг. является течение, следующее от Гренландии б направлении полюса к континентальному склону Чукотского моря. Это течение строго следует изобатам и хорошо прослеживается в схемах средней нлотностной циркуляции Арктического бассеШш, иричем летом скорости течения выше.

4. МОДЕЛИРОВАНИЕ СЕЗОННОЙ ИЗМЕНЧИВОСТИ СГНЛЧЮГО ЛЕДОВИТО! О ОКЕАНА

В первом параграфе главы приводится постановка задачи о моделировании сезонной лзменчивости гидрологических нолей СЛО.

В исследовании иснользовааа описанная в главе 3 полная прогностическая совместная модель океана со льдом. Интегрирование выполнено на 15 лег с циклическим повторением ежедневных полей атмосферного давления и рассчитанных -По ним касатер^шх ^шпряжешШ ветра 1946 тодаЛ11к:1П1^цесгв() этою меюда сосюиг и использовании не стлажешгых временным осреднением "данных о полях - ветра п грамотах атмосферного да»;1ения, что важно при исследовании процессов и поверхностных слоях океана.

Расчеты вышлпяшсь на сетке- с шагом но lipocrpancniy 55.6 км 29 горизонтов аппроксимировали распределение океанографических характерно шк по вертикали.

В качестве начальных использованы построенные ноля температуры 11 солености океана для зимы (см. раздел 1.1). Расход, 1 на открытых границах с Атлантикой задавались постоянными и равными 7 Sv в Датском проливе и 8 Sv и Норвежском море. В Беринговом проливе расход 61,1л постоянным и равным 1 Sv. Проливы Канадского Арктического архипелага были открыты дм свободою протекания, и расходы в них получались в результате установления баланса массы в бассейне. Использован',i среднемесячные значения расходов рек, межтодовая их изменчивость не учитывалась. Значения солености в устьях рек приняты равными ()"/„„, а температура определялась по "Атласу океанов". Коэффнциенш горизонтальной зурбулеш ной вязкости и диффузии равнялись 511)' и 5 Ш5 см*7с, соответственно. Для расчета коэффициента вертикальной турбуленпюй вязкости и диффузии использовалась параметризуем Кочергина (1 '»87), учитывающая вертикальный сдвиг средней скорости точения и устойчивость вод. Рассчитанные значения лсн|>ф.гдие1пон добавлялись к фоновой молекулярной диффузии, принятой равной 0.1 смг/с.

Поля атмосферного давления. (1 срок в сутки) в узлах сетки ортогональной проекции с разрешением около 350 км для 1946 г. ночучены из архива данных NCAR, распространяемых на CD-диске. Эш данные шгтерполировались в узлы сетки с mat ом 55.6 км, использованной в расчетах. По данным об атмосферном давлении рассчитаны компоненты приземного ветра и касательные напряжения на поверхностях раздела атмосфера - лед или ашосфера - океан в отсутствие льда в ячейке.

Среднемесячные поля температуры воздуха и облачность сняты с карт из "Атласа океанов". Влажность воздуха считалась постоянной и равнялась 80%. Среднемесячная скорость выпадения снега и альбедо Лида и снега приведены в (Меллор и Канта 1989).

Начальное распределение толщины льда заимствовано из (Романов 1992). Начальная сплоченность льда равнялась 98%. HirreipupoBainie нотной совместной модели Северного Ледовито) о океана с чтим распределением льда показало, чю >ш состояние .'HvWioro покрова не является квазл-ртвноьесным, т.е. за первые н.чкотьк» лет ншегрпровашы толщина льда увеличивалась дово;н.но значительно. 1!ол\ченпе

равновесной толщины льда оказалось нриицитшлыплм вопросом дин правильного воспроизведения термодинамики океана. Действительно, увел1гчеиие юлщины льда в центральной Арктике на 30 см при средней толщине 3.28 м не окал-шает какого-либо замешого влияния на динамику и термодинамику ледяного покрова, т.к. прирост многолетнего льда на 30 см вызывает увеличение солености поверхностного четырехметрового слоя океана на несколько промилле. Это является качественным изменением ситуации в центральной Аркшке, поскольку нарушается устойчивость поверхностного слоя океана и в дальнейшем происходи штгенсивная эрозия главного галоклина. 11оэтому на первом этапе экспериментов для получения равновесной толщины льда в бассейне было выполнено интегрирование полной системы уравнений модели на пять лет, при этом поля температуры и солености океана 1 января каждого года возвращались к исходным распределешшм. Полученное в результате пятилетнего цикла интегрирования квази-равновесное распределение льда было использовано в качестве начального в последующих расчетах сезонной изменчивости 1 пдрологических нолей СЛО. продолжительность которого составила 10 лет. Анализ полученных результатов выполнен для последнего года интегрирования.

Во втором параграфе главы представляются результаты моделирования ледяного покрова СЛО. "

Сравнение результатов расчетов с даштыми наблюдений площади льда со сну-пшка показало, что модель хорошо воспроизвела фазы процессов таяния - нарастшшя льда. Неплохое согласие существует между площадью льда, рассчитанной без учета ишких льдов, и наблюдениями. Учет тонких льдов завышает площадь, занятую ледяным покровом, в сравнении с данными наблюдений. Расхождение может быть, по-видимому, обьисиепо, с одной стороны, ошибками расчетов, поскольку динамика и термодинамика тонких льдов наиболее трудно прогнозируема; с друтой стороны, тонкие льды и о!крытая вода трудно различимы на спутниковых изображениях, и это также может быть источником ошибок.

__В огличис ог исходного среднеклиматического распределения, рассчитанная

юлщина льда возросла в бассейне Нансена и уменьшилась в море Бофорта, чш свя(ывае!ся с особенностями использованных в расчетах полей ветра. Пространственное перераспределение льда п бассейне связано с нолями ветра, использованными в работе. Ссюнный ход толщины л].да составит около 0.5 м в цешральных районах Арктики

Рассчитанное положение кромки льда для февраля и августа очень хорошо согласуется с данными наблюдений "Атлас океанов". Важными особенностями рассчитанных полей толщины льда являются локальные области с увеличенной и результате процессов торошения толщиной льда, с сезонным освобождением ото льда и полыньями с чистой водой и молодьиш тонкими льдами. Процессы торошения привели к формированию устойчивых во времени массивов тяжелых льдов у Гренландии, у восточного побережья Шпицбергена и Земли Франца Иосифа, у северной оконечности острова Врангель, у восточного побережья Северной Земли и в ряде других районов. Побережье Аляски и Канады вплоть до устья реки Мак-Кензи, российские арктические моря, южная и юго-восточная часть Баренцева моря являются районами с сезонными освобождением ото льда. Для западного побережья Шпицбергена, Земли Франца Иосифа и Новой Земли, а также зимой для побережья Аляски характерно образование полыней, 'по подтверждается данными спутниковых и других видов наблюдений.

С районами полыней тесно связаны области итггенсивпой продукции льда. Н январе-феврале, когда температура атмосферы наиболее низкая, скорость образования молодых д;,дов у западного побережья Шпицбергена и Новой Земли составляет несколько десятков сангиметров в месяц. На то, 1гго район, прилегающий к Шпицбергену, является областью активного образования молодого льда, указывалось, например, Винье и Финнекасой (1986). Согласно расчетам, в нрикромочной области Гренландского и Баренцева морях, где происходит соприкосновение кромки с теплыми поперхностшдми атлантическими водами, идет интенсивное таяние льда (до 40-60 см/месяц летом), причем положение максимумов таяния изменяется вместе с пзменетшем »сложения кромки льда. Интенсивность таяния различна с максимумом в августе и минимумом в январе-феврале; важно, что с разной интенсивностью, но этот процесс идет круг логодично. Сезонное таяние льда получено также для леших месяцев для побережья моря Бофорта и Атяски. Это, по-видимому, связано с большими потоками теша от океани ко льду, формирующимися в результате распреснепия поверхностного слоя океана стоком реки Мак-Кензи н вследствие ттого повышением температуры замерзания воды.

Па >го ука>ылак1Т большие рассчитанные значения потока тепла от океана ко льду в анисге. Для центральной Аркпткн значен;« потока не повышают 1 Вт/м\ как и предсказывалось, например, Огардом (1981). Большие значения потока, до 100-150

1Ым\ получены для района кромки льда в Гренландском и Баренцевом морях. Несколько меньшие значения, до 50-100 I !т/м\ типичны для зон с сезонным освобождением ото льда (арктические окраинные моря, область вдоль побережья Канады и Аляски). Максимальных значений поток теша от океана ко льду достигает зимой, когда кот расти температуры между атмосферой и океаном также максимальны.

Для середины зимы с максимальным развитием сибирского антициклона в атмосфере характерна интенсивная ашициклоническая циркуляция льда в центральной Арктике. В летние месяцы с размытыми полями атмосферного давлешм ашициклоническая циркуляция льда не столь выражена. В целом, наблюдается высокая корреляция между рассчитанными скоростями дрейфа льда и использованными в расчетах неграм11- Вклад поверхностной циркуляции океана в установление картины дрейфа льда выражается в усилении дрейфа в Гренландском море Восточно-Грецдшукким течением и в Чукотском море потоком воды через Берингов пролив.

В рассчитанных расходах льда через проливы хорошо прослеживается сезонный ХОД. Для пролила 'Ьрама получено зимние усиление и летнее ослабление выноса льда, ЧТО соответствует наблюдением за расходом льда в проливе (Вшгье и Финиокжа |Ш) В проливе между островами Шпицберген и Земля Франца Иосифа получено усиление выноса льда зимой и ослабление летом, аналогичные рассчитатшым для пролива Фрямя, однако не столь интенсивные. В лепше месяцы преобладающим направлением дрейфа льда через пролив между островами Земля.Франца Иосифа -Северная &ШЛЯ яшшатбй имносное (т.е. лед дрейфует из районов центральной Арктики в Карское море, то ЧНМОЙ пибдюдаегся вынос льда из Карского моря. В среднем за год п]>еобладает псй ш перепое льда из Карского моря в Арктический бассейн. Показано, •гш основным нетошпгнчш сезонной изменчивости расходов льда в проливах является дрейф льлп, сшредьшамып главным образом ветровыми условиями, а не сезонным изменением та'ШПШЫ льда,

Согласно расчетом. Д'1Я центральных районов Арктики характерно Н|>еобладацие тяжелых №1(>голетних~льдов последней, шестойградацшг(более 90%— площади). О;шако наряду с этим максимумом функции распределения существует второй, относящийся ко льдам первой (чистая вода и нилас) и второй (серый и серо-белый лед) градациям дтя лета и зимы, соответственно: Этот максимум обусловлен формированием разводий. Наблюдения подтверждают, что дтя Арктического бассейна

такая функция распределения льда с двумя максимумами типична (Падам 1994). Согласно расчетам, летом и центральной Арктике процент разводий уиеличииаася до 510%, что также согласует ся с данными спутниковых наблюдений та сплоченное п.ю ледяного покрова в Арктике (Ка.мпбет и др. 199-1), )де отмечаю, что доля рашодий в локальных районах Арктики летом может достигай 20%.

13 третьем нарт графе анализируется сезонная изменчивость рассчитанных поле!'! температуры, солености, течений и колебаний уровня СЛО.

13 качественном плане структура рассчитанных поверхностных по;1ей температуры и солености хорошо согласуется с распределениями характеристик, построенными но данным наблюдений (Поляков и Тимохов 1994) и использованными в экспериментах в качестве начальных условий. Под ледяным покровом темпера пра сохраняется близкой к температуре замерзания, в Норвежском море идет поаененние понижение температуры от открытой границы с Атлантикой к Баренцеву морю. Н пою солености сохраняется минимум солености в центре Арктического бассейна, в Севе|х>-Ев|х)пейском бассейне наблюдается постепенное понижение солености с юга на север

Имеете с тем модель воспроизвела особенности сезонного хода гемперыуры и солености, обусловленные, главным образом процессами таяния/нарастания льда. Колебания солености и центральной Арктике у поверхности составляют около 17,», Наиболее примечательны контрасты температуры и солености в ирикромочных районах. 13 полученных распределениях но градиентам поверхностных температуры и солености ло1 ко определяется положение кромки льда Причем летом 1радиенгы температуры и солености более выражены. Это объясняется интенсивным иершкатьным перемешиванием вод при. зимнем осолонении поверхностного слоя и, наоборо!, ослаблением перпткальною исремспиэшння при летнем таянии льда п вследствие этою значительным увеличением устойчивости вод и сохранением гори ¡оптатьных градиентов характеристик. ФроигальниЙ раздел в Гренландском и Баренцевом морях появляется летом, п июпе-кюлс, и докипает максимального развития осенью. Н Баренцевом мо|>е гра,тенты солености соепшлчют в районе фро!гга несколько промилле. !!.'( форми|лш;шие тонкой) поверхностною ны'.'оимрадненпюго слоя в Баренцевом мо|>е укаи.шалоеь Лоснгоч (19911 Сохр.шение высоких традиентов температуры и солености и прнкро.мпчпых облай ях Баренцева и 1 'реп. индскою морен в ноябре ош,(е)е.ьлтюс! о продолжающихся процессах таяния льда даже глубокой осенью. ">ю о1Уечалось и при

анализе изменчивости толщины льда, связанной с таАнием/нарастшшем, и предыдущем параграфе. По-види.\[о>гу, падение температуры воздуха осенью в этих районах недостаточно для компенсации больших потоков тепла от океана ко льду. Лишь в декабре-январе, когда охлаждение атмосферы становится значительным, процессы таяния останавливаются, что приводит к прекращению поступления пресной воды в поверхностные слои океана. В феврале большие градиенты солености в прикромочпой област и исчезают.

В районах полыней, например, у западного побережья Шпицбергена и Повой Земли, вследствие появления и роста молодого льда идет постоянное осолопсние поверхностных слоев.

Большие сезонные изменения температуры поверхности океана, связанные с лешим прогревом вод, происходят в Ссверо-Европейском бассейне. В районе Исландии, например, изменения температуры в верхнем слое океана от зимы к лету достигают 78 'С, 'п о подтверждается данным измерешш "Атлас океанов".

Вертикальные сеченля полей температуры и солености для зимы и лета от Чукотского моря через пролив Фрама и далее до Исландии показывают, что по сравнению с начальным распределением рассчитанные поля температуры выглядят более сг лаженными. Так, максимум температуры в районе пролива Фрама составляет 1°С щкггпв 1.5°С в исходном распределении, причем сократился объем атлантической ВО; у л, поступающей из Северо-Еиропейского бассейна в Арктический бассейн. Вследствие ослабления потока теплых вод через нро.'ит Фрама аккумуляция тепла Н|)оисход1гг в Северо-Европейском бассейне, что находит отражение в повышешш температуры поды глубинных слоев Гре1шандского моря.

Зимой развитый атмосферный шппциклон генерирует шпгенсивный дрейф льда и поверхностных течений, вследствие чего рассчшчшые схемы дрейфа льда и поверхностной циркуляции в океане очень близки. Летом вклад термохагпшных течений в формирование поверхностных течений возрастает. Эти выводы хорошо согласуются с дапним!I диагностических расчетов течений СЛО (глава 3). Пространстве! счая »пмепчивоегь уровня максимальна в августе с ие]>епадом ■уровня от Арктического бассейна к Северо-Европейскому 30 см. В мае он составляет всего 20 см. Однако сделать вывод о максимальном наклоне уровня от Арктическою бассейна к Севере-

Европейскому п какой-либо из сезонов нельзя, что также подтверждаемся результатами диагностических расчетов главы 3 настоящей работы.

На горизонте 20 м, где нклад ветра уменьшается, а роль бароктинносш увеличивается п схемах течений хорошо выражены постоянные элементы поверхностной циркуляции: аншциклоническое пращепие в море Бофорта, Трансарктическое течение, продолжающееся » Гренландском море Воет очно-Гренландским течением. Норвежское течение на контннентатьном склоне Баренцева моря разделяется на Нордкапскую и Шпицбергенскую ветви. Сезонные изменения течений уже не так ярко выражены но сравнению со схемами поверхностной Щфкуляции.

Еще менее заметен сезонный ход цщжуляции на нижележащих горизонтах. На горизонте 300 м эти изменения проявляются лишь в незначительном усилении течений г.!смой. На горизонте 2000 м сезонных вариаций течений практически пет.

Анализ схем течении показал, что большие градиенты солености у кромки н Баренцевом море, обр I мвшпгме в результате процессов таяния льда, вызвали усиление течений и образование локальной шгпвшклонической циркуляции, причем яд;х) циркуляции, как и минимум солености расположены не у самой кромки, а несколько севернее. Аналогичная локальная ирикромочпая термохачипьая циркуляция била воспроизведена Прш-чардом и др. (1990) по модели Берингова моря.

Рассчитанные сезонные изменения доступной потешщальной энергии глубоководной части Арктического бассейна показывают, что зимой, вилоп> до марта, происходит накопление доступной потенциальной энергии. Идентичность сезонного хода средней толщины льда, средней солености в верхнем 20-ме1ропом слое и достутпюй потешсиальней -перши ошдетельстауег, что за формирование сезошалх изменений в поля.х солености и температуры ответстаешш процессы таяния/нарастания ледяною нокро.ча.

Сравнение получешмх результатов с данными работы (Хакктшен и Меллор 1992), где также моделировалась сезонная изменчивость СЛО и условия экспериментов были приблизит ельно теми же, пока ¡ало что в эксперимешттх возникали сходные проблемы В расчетах Хакктшен и Мсллора также происходит сглаживание градиентов характеристик, пр1гчем эти проблема в их модели настолько сильна, что, например, атлетическая промежуточная вода в 'Арктическом бассейне, характеризующаяся положительными температурами, исчезла. Отсутствуют в их решении и фронтальные

облает и ирикромочныХ районах. Па наш взгляд, основной проблемой является недостаточно высокое пространственное разрешение, использованное в численных расчетах. Например, пролив Фрама аппроксимируется у нас восемью ячейками, в модели Меллора и Хаккпнен - девятью. При этом поток атлантических вод из Северо-I нроиейского бассейна в Арктический оказывается заниженным и идет накопление тепла в Гренландском море. Достоинство нашей модели заключается в том, что она включает несколько возрастных 1радаций льда и специальный алгоритм Бориса (Борис и 1л к 1971) для аппроксимации адвекции теша и соли, сплоченности и массы льда. Это позволило сохранил, характеристики прослойки атлантических вод в Арктическом бассейне практически неизменными по сравнешио с начальными. Кроме того, в представляемых экспериментах модель воспроизвела высокоградиентные фронтальные зоны в районах кромки льда, а также реалистичное распределение льда но толщинам с выраженным сезонным ходом. Эти результаты подтверждаются результатами наблюдений в Арктике.

5. РОЛЬ ПРИЛИВОВ В ФОРМИРОВАНИИ ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ ПОЛЯРНОЙ И СУБПОЛЯРНОЙ ОБЛАСТЕЙ

В первом параграфе главы исследуются возможные механизмы поддержания структур!: ноля солености СЛО приливными движениями. Численное моделирование является методом исследования щюблемы. Были выполнены две серии экспериментов. В первой решалась задача о приливе Мг в баротропном Северном Ледовитом океане. Результаты моделирования сравнивались с данными наблюдении за уровнем. Во второй серии моделировался прилив М2 а бароклшшом океане.

В расчетах использована трехмерная нестационарная модель океана, огшеатшая в главе 2, в отсутствие ледяного покрова. Это упрощение не является сущесгвештым отраничением, поскольку вклад льда в формирование карп ты приливных движений Северного Ледовитого океана незначителен (Прошутинсктш 1993). Кроме того, мы пренебрегли изменениями температуры вследствие малого их вклада в изменстатя птогиосгп в полярном бассейне (Огард и Кармак 1989). Э;о позволило уметгышггь ипрлгы времени на решение задачи, так как уравнение дтя температуры не пшегрнроиатоеь. Па твердых границах области задавалось условие непротекания. На I р.'.инце СЛО с Атлантикой граничное условие включало колебания уровня.

имитирующее прохождение приливной полны М} in Атлантического океана (Поляков и Дмитриев 1994), и свободное протекание для трехмерных скоростей течений. Берингов пролив был замкнут для обмена импульсом. Нулевые скорости течений и невозмущеиное поле уровня были использованы в качестве начальных условий. Начальное распределение солености было горизонтально однородным и вертикально устойчивым, и все границы области, включая открытие, были замкнуть, для обмена солью в-течение расчетов. Таким образом только приливная динамика обусловливала изменения, происходящие в иоле солености и плошосш.

Задача решалась численно. Шаг по горизонтали составлял 55.6 км. Ныло использовано 19 горизонтов по вертикали. Бремя шпегрирования во второй серии расчеюв (прилив в 'Щрозслннном океане) составляло 250 приливных периодов. Результирующее поле солености было неизменным от одного приливного периода к другому.

Анализ трехмерной динамики волны М; в баротронпом Северном Ледовитом океане, оценка качеспза расчезов прилива приведены в (Поляков и Дмитриев 199-1). И Арктическом бассейне можно выделил, три области с существенно различной динамикой приливов. Ото. мелкополный шельф, где существен вклад придоииою нограштчного слоя, область континентального склона и глубокий океан. IJ районе континентальных склонов приливные течения очеш, сильны со значительной вертикальной изменчивостью течений, в то время как приливы глубокого океана слабы.

Приливные течения вызнали перестройку первоначально горизонтально о;що]х>Д1кмо ноля солежкли. В зтом эксперименте было важным использование нелинейны-. уравнений дин.геннч и солености. Действительно, если бы кил итерировали линейные «равнения, то в тоге мы должны были бы получи п. триииалыюе решение ,Х'ш солености, т.е. поле с отсутствием градиентов в вертикальном н юрцзонталг.ном нанранлепннх Применение-системы нелинейных уравнений привело к иному результату, когда баланс между динамической в!лгуж. чающей силой и диссипацией вызвал появление устой>швой структуры.

Рассчитанное и приведенное в Атласе Океанов (1980) распределения поверхностной соленое ш имеют ряд общих черт В рассчитанных нолях солености отстаю нмра/iCfi "сток |>ек" на сибп^ком шельфе, высоко!ра/щегпная обласп, н Баренцевом море, "язык" соленых вод. распространяющийся в бассейне Нансена И

цешрап.ной час 1И Лмсразпйского суббаесейна получен минимум

поверхностной солености, который сменяется максимумом на горизонте 75 м и глубже. Причина перестройки поля солености дополыш проста: слабые приливные течения нешралытой Арктики вызвали минимальное изменение начальных вертикальных профилей солености. Интенсивные течения у континентальных склонов обусловили более сглаженные и^шфили солености.

Этот результат не кажется неожиданным, если учестъ, что рельеф дна Северного Ледовитого океана играет ключевую роль в формировании полусуточных приливов (Поляков и Прошутинский 1988). Таким образом в этом эксперименте поле ИЛ0П10СП1 (солености) опосредованно, через приливную динамику, "чувствует" рельеф дна и подстраивается под чего. Делается вывод, что некоторые особенности термохалинных полей океана определяются батиметрией бассейна.

У склонов Гренландии и Чукотскою моря результирующая рассчитанная стратификация довольно сильна, тогда как у склона морей Лаптевых и Восточнц-Снбнрского она относительно слабая. Типичное наблюдаемой распределение плотности у континентального склона моря Лаптевых в качественном плане сходно с рассчшпшсым. Таким образом, особенности континентальных склонов оказывают влияние на формирование структуры поля солености в этих районах. Высказано пре.чноложение, что приливная динамика может интенсифицировать присклоповую конвекцию морей Лаптевых и Восточно-Сибирского.

Во вго[юм параграфе главы исследуется вопрос о формировании пр'шивами 1срмохалпшюй структуры в районе но;и«>дного поднятия.

Модельные расчети прпливпой динамики Северного Ледовитого океана показываю! (Ковалик и Проптутипский 1993), что обплфные шельфовые области океана п, особенно, континентальные склоны являются района»: !, где проявляются нелинейные •ффекты, связываемые с генерацией остаточной приливной циркуляции, с захвашм энергии нео и и>)ч>дностями рельефа дна и возбуждением шельфовых волн. Отмечено 111[)01п\ти!1сктп'[ 1993). что _остаточпыс приливные—течения -могут-бшь причиной—

зования зон постоянных сжатий или разрежений ледюкЯо покрова, а положение основных ледяных массивов в арктические морях совпадает с зонами конвергенции о», киочных приливных движении ледяною покрова

Исследование формирования приливами термохачинной ируктлры над подводной горой работы выполнено на примере банки Кашеварова, Охокюе море Выбор этого района для исследования не случаен. Как покачали модельные исследования (Копалик и Поляков 1997), причинные течения и колебания уровня, а также нелинейные взаимодействия приливных волн с рельефом дна рад банкой очень сильны. '>ин раной Мирового океана являете:! относительно неплохо изученным, что позволяет нодкреплям. теоретические модельные результаты данными прямых измерений Кроме того, выводы, полученные нри исследовании приливов над банкой, являются достаточно общими, xojxuno согласуются с данными наблюдений и моделирвания приливов в другич регионах и потому могут быть применены дня анализа процессов и в Северном Ледовитом океане.

Банка Кашеварова является интересным географическим объектом. Китани и Шнмазачи (1971) обнаружили там иракттгчески однородную вертикальную структур\ температуры, солености и растворенного кислорода. Во время зимы сильное вертикальное перемешивание поддерживает над банкой постоянную полынью. Coi.таено (Ллфугис и Mapriui 1987), для поддержания полыньи необходим вертикальный noioi; тепла к поверхности моря, равный 50-100 lii/м2.

Задача о влиянии приливов на формирование структуры нолей температуры н солености над банкой решалась и два -пала. На первом этапе выполнены расчет приливной циркуляции по двумерной модели в Охотском море в целом. '>ю позволило: 1 ) получить граничные условия для уровня в районе банки для трехмерной бароклпппой модели; 2) проверни, результаты расчетов уровня и течений сравнением с данными измерений, 3) исследовать природу барогршной приливной юфкуляцин над банкой.

Для решения баротропноп задачи использована двумерная причинная моден. ( Ковалик 1994 ) Область расчетов включала Охотское н северную часть Япопско! о моря, а также небо.чную область Тихого океана. Задача решалась в сферической сетке с mai ом 5'. Колебания уровня использованы » качество граничных условий на открытых границах, приливные иостинные \ровня взяты из (1Пвиде|>ский 1981). Дтя анализа динамики важнейших приливных гармоник были выполнены расчеты одновременно восьми компонент приливного потенциала Ki, Oi, Pi, Qi, M;, S>, Nj, K.>, a дтч псстедоиашг.! ь шимодействия пришвныч гармоник п|х>изведеп расче! о.тшжременно

двух важнейших гармоник - К| и 0|. 11родолжителыюсть первого расчета составила дна месяца, продолжительности второго - четыре месяца.

1'асчеш взаимодействия приливных гармоник 1<1 и О1 включали решение задачи 1) при учете всех нелинейных членов и 2) при пренебрежении адвективными слагаемыми 1. линеаризации слагаемых, описывающих донное тре1ше (т.е. линейная формулн]>овка проблемы). Б линейной задаче получена симметричность положительных и отрнштелыгых значений скоростей течении и, вследствие этого остаточные течения отсутствуют. 13 нелинейной задаче пакеты положительных и отртщательных значений скоростей течений не симметричны. Ого неравенство обусловлено двухнедельной периодичностью и поеюятшым остаточным течением.

Из анализа нолучеш'ых результатов следует, что вследствие нелинейного взаимодействия двух приливных гармоник амплитуды первтг.чшх приливов (в данном случае К[ и ОО должны также изменялся во времени. Этот вывод следует из довольно простых рассуждений. В линейной задаче суммарный сипшл представляет простую суперпозшщю двух прилившх волн, причем энергия каждой из гармошж, осреднешая за приливной период, сохраняется постоянной. В нелинейной системе часть энергии расходуется на генерацию и поддержание целого ряда колебаний, самые значимые из которых "приливы" М2 и полусуточный. Для двух соседних периодов волны К1 (или ОО двухнедельное колебаний имеет разную амплитуду и, соответственно, разную энергию. Поэтому часть энергии волны К| (или 0[), которая расходуется на поддержание двухнедельного "прилива" тоже будет разная дчя этих двух периодов. Соответственно будет изменяться и амплитуда первичного принта К1 (или ОО, причем частота изменения будет совпадать с частотой вторичного генерируемого "прилива", в данном случае двухнедельного.

Фильтрация полученных в результате расч топ рядов скоростей течений действительно показывает модуляцию первичной гармонической функции К| двухнедельным колебаш1ем. Остаточное течение, сформированное осредненным за период двухнедельным колебанием, имеет величину 18.2 см/с

Исследование вклада приливов в формирование термохапшной структуры над байкой Кашеварова выполнено с использованием трехмерной бароклиш-ой модели океана со свободам! поверхностью. '>та модель отличается от описанной в главе 2 тем, чю она не включает интегрально!о "барогронного" блока- цк-хмерние уравнения

движения интегрируются при этим напрямую, с учегом традиепгои уровня. Остальные Споки модели (уравнения переноса тепла и соли, состояния) - аналогичны использованным в совместной модели океана со льдом.

Модельная область включала район банки Кашеварова с размерами 330x270 км по оси х и у, соответственно. Горизонтальное ра трл пение обеспечивалось шагом 5', но вертикали использовано 45 горизонтов. Граничными условиями в этой модели служаi колебания уровня из ;тв\мерной модели, являющиеся суперпозицией двух основных приливных волн К| и Ot, и свободное протекание для скоростей течении. Начальное горизонтально однороднее распределение температуры и соленоеш пзяш из (Кнптни п Шимазаки 1971). Оно характерно для районов, окружающих банку Кашеварова г>н> распределение поддер> атвалось постоянным на границах области в течение всего времени интегрирования, составившее ;тдя получетптя установившегося [клнении около 3 месяцев. Шаг по времени равнялся 9 секундам.

Модель хорошо разрешила придонный пограничный слой с большими вертикальными гра.чиеттгами скоростей течений. Получена сильная остаточная приливная- циркуляция. Эта составляющая приливной динамики обусловила перемешивание води в районе вершины банки до практически верткалыю однорогого состояния, что соответствует результатам измерений температуры и солености в районе банки (Китани и Шимазаки 1971) Горизонтальные размеры пятна перемешанных вод хороню соответствуют данным наблюдений (Лучин, персональное сообщение). Таким образом, приливная циркуляция является причиной установления термохалишюй структуры вод в данном районе. Высказана гипотеза, что, по-видимому, апатогичиие механизмы должны существовать и т» СЛО, 1де на обширных nie.Ti.(J>ux с многочисленными банками и континентальных склонах нелинейные процессы особенно сильны.

В 'ЗАКЛЮЧЕНИИ диссертации приведены основные выводы и результаты, полученные в paôoie. Исследованы закономерности крупномасштабной цттркуляции Северного Ледовитого океана, его сезонной и межгодоной изменчивости, оценена роль летдиого покрова в формировании структуры и сезонной изменчивости потей темчерапры и солености Арктического бассейна, исследована роль приливов н тимдер'жапии структуры терлточалнниы.х нолей.

1. Разработана, прошла тестовые испытания и использована п исследовании копая ;шиамическая термодинамическая модель океана со льдом. Модель обладает рядом преимуществ перед существующими аналогичными моделями. П частости, она включает функцию распределения льда по возрастным градациям, блок нарастания и таянии льда применяется для каждой градации отдельно, модель льда основана на упру то-i глас птческой реологии; адвекция сплоченности и массы льда, а также тепла и соли в океане аппроксимируется специальным алгоритмом, сочетающим высокий порядок точности решения, сохраняя при этом его монотонность, и т.д.

2. Построены трехмерные зимние и летние ноля температуры и солености CJIO включая Гренландское, Норвежское и Баренцево моря; показано, чго временное осреднение и интерполяция не привели к искажению структуры построенных термохалииных полей океана; они использованы в качестве основы для гидродинамического моделирования океана.

3. Океанский блок модели использован в диагностических расчетах циркуляции СЛО. Путем численного гидродинамического моделирования получены схемы циркуляции в поверхностных, промежуточных и придонных слоях океана, оценены расходы воды через основные проливы, выделен вклад различных составляющих (ветра, градиентов плотности, водообмена с соседними океанами) в поддержание средней циркуляции океана; исследована межголовая изменчивость течений и колебаний уровня.

Показано, что основными факторами в формировании поверхностной циркуляции вод СЛО зимой являются касательные напряжения ветра.. Летом увеличивается вклад плотностой составляющей течении. В промежуточных и придонных слоях океана определяющим фактором, поддерживающим сущестиукмцук» систему течений, является поле плотности. Гра;1ненты плотности морской воды формируют, » основном, поле уропня глубокого океана. ..ричем вклад плотности с одной стороны и негра и традиенгов атмосферного давления с друтой противоположен. Численные эксперименты иодтперждают основанный на данных измерений течении вывод о концентрации основных течении Арктического бассейна у континентальных" с (стоков и хребюв в виде пограничных течешш, о ¡хшшшой'шпенсивностн течений в Лмерашйском и Ппразийском суббассейпах. Рассчитаны схемы циркуляции .-п.ыптпческнх вод в Арктическом бассейне дтя зимы н лета

•4. Диагностические расчеты нлопюстны.х течений Арктического бассейна для зимних сезонов с 1973 по 1979 год выявили существование в 1973-1978 гг. устойчивых элементов циркуляции - анлицнклонического вращения моря Бофорш с максимумом уровня и присклоповой части Трансарктического течения; рассчшанпая циркуляция 1979 года аномальна с ггрошвоиоложгым направлением Трансарктическою течения, что объясняется максимумом солености у. континентального склона моря Лаптевых. Этот вывод не кажется неожиданным в свете последних результатов но исследованию изменчивости СЛО со значительными устойчивыми во времени аномалиями ветровой цгркуляции (Прошутинскнй и Джонсон 1996), с аномалиями 1°С и более в стрежне атлантических вод (Кармак и др. 1995).

5. Эксперименты по исследованию сезонной изменчивости гидрологических полей океана выполнены с привлечением полной прогностической динамической термодинамической модели океана со льдом. К настоящему времени расчеш с использованием полных моделей океана со льдом измеряются едишщами, а полученные в результате численных экспериментов данные говорят о физически корректно сформулированной модели и высоком качестве разностных аппроксимаций

Расчеты показали, что максимальная продукция льда в Арктическом бассейне приурочена к районам полыней. К таким районам относятся западное побережье Шпицбергена, Земли Франца Иосифа и Новой Земли, западное побережье Аляски. I! этих районах происходит интенсивное осолоненис вод. I[рикромочпая область » Гренландском и Баренцевом морях является районом круглогодичного таяния льда с максимумом в августе и минимумом в январе-феврале. Здесь формируется область с .минимумом солености и локальной аппшихлонической циркуляцией. Сезонные летние максимумы тияния льда получены дли побережья моря Бофорта и Аляски, что связывается со стоком реки Мак-Кспти.

6. Расчеты показывают, что распределение льда по толщинам имеет сезонный ход. Зимой в центральном Арктическом бассейне функция распределения имеет два максимума Первый относился к многолепгим льдам, второй - к молодым льдам, образующимся в рагводьях. Летом молодые льды вытаивают, полому в функции расщюделошя лед представлен многолетний! льдами и разводьями, причем доля многолетних льдов уменьшается от зимы к лег.'.

7. Процессы таяния/нарастания льда, сопровождающиеся потоками пресной ночи/выделением рассола, являются определяющими дли формирования сезонного хода солености в поверхностном слое не только нрикромочных зон, в том числе окраинных морен с частичным освобождением ото льда, но и глубоководной части Арктического бассейна.

8. Приливы поддерживают существующую структуру поля солености (плотное in) ГЛО. Механизмом является нелинейное взаимодействие прилива с полем нло i ноет и. Другим возможным механизмом генерации особенностей термохалиниой с I рук туры в районе подводного поднятия является нелинейное взаимодействие приливных гармоник с формированием сильной остаточной циркуляции. Эти течения осуществляют эффективное перемешивание вод в районе вершины поднятия до практически однородного сосгояшш. формируя таыы образом струтстуру 1 идрологичееких полей.

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Периоды собственных колебаний уровня Северного Ледовитого океапаЯМегеорология и Гидрология. - 1988. - 11. - С. 91-100. (соавт. Прошутинский А. К).)

2. Механизмы формирования сгонно-наплшых колебшпй уровня арктических морей. Днсс.... канд. геогр. наук.-Л. 1990. 180 с.

3. Моделирование вертикальной структуры штормовых нагонов и приливов н мелководном басеейне//Метеорология и Гидрология. - 1993. - 12. С. 54-62. (соавт. Дмитриев II. Г.).

4. Об устойчивости конечно - разностных аппроксимаций дифферешдтальиых уравиенкн//Груды Аркт. иатпаркт. науч.-исслед. ini-та. • 1993. -429. С. 176-177.

5. Прилив Мг в Северном Ледовитом океане. 1. Структура баротронпого прилива/Метеорология и Гидрология. - 1994. - 1. - С. 56-68. (соав т. Дмитриев Н. Н.)

-6—Прилип М2~в Северном "Ледовитом" океане. 1. Структура прилива в

сцхиифпцироваппом океаис/УМетеорология и Гидрология. - Г994. - 2. С. 49-60. (соавт. Дмитриев 11. Г.. и Го.юиш! II. II.)

7. О механизме поддержания сгрутауры барок.тннных полей Северною Ледовитого океана прилинними движениямн//Доклады PoccniicKoii АН. - 1994. - 335. - 5. С. 640-642.

8. Средние поля температуры и сотености Северного Ледовитого океана//Метеорология и Гидрология. - 1994. - 7. С. 68-75. (соавт. Тимохоа Л. А.).

9. Плотноетпая циркуляция Северного Ледовитого океанаУ/Доклады РАН. -1995,- 342. -2. - С. 254-258. (соавт. Тнмохов Л. А.)

10. О прослойке атлантических вод в Арктическом бассейне. 1. Географическая xapiKiei)HcTHK;i//Mereo|xvionw и IЧ'фолотя. -1995.-3. - С. 37-42. (соавт. Дмитриев II. Г )

11. О прослойке атлантических вод в Арктическом бассейне. 2. Ццркул>яц1я//Меге0|х)л01т!я и Гидратогия,. 1995. -9. - С. 92-101. (соавт. Дмитриев 11. Г )

12. Диагностические расчеты течений и колебаний уровня Северного Ледовишго окегша/ЛЬв. PAl I Физика Атмоо|>ери и Океана. - 1996. - 32. - 5.

13. О мсжгодовоП изменчивости зимних нлотностных течений Арктическою бассейна Северного Ледовитого океана/Океанология. - 1996. - 36. - 2. - С. 179-188.

14. Совместная модель океана со льдом: описание и эксперимент!.!//! Ьвеопя РАН Физики Атмосферы н Океана. - Представлено к публикации, (соавт. Кулаков И. Ю , Колесов С. А., Наумов А. К., Дмитриев Н. [•., Драйвер Д., Притчард Р.).

15. The Arctic Ocean F.igen Oscillations//Proceedings of a Conference Hold June ¡1-15, 1990 at the Univ.of Alaska Fairbanks, p.347-354. (соавт. Прошугинский A. IO.).

16. Coupled ice - ocean dynamics model of the Kara Sea. Techn. Rep, 4-YA-94, Arctic & Antarctic Res.his. St.Petersburg, 1994. 194 p, (соавт. Кулаков И. Ю., Колесо» С. Л., Наумов А. К., Дмн-фиев П. Р.).

17. Possibilities of Satellite-Acquired Data Assimilation in the General Ocean Circulation Model//!'roceeding.s, Technical Conference on Space-Based Ocean Observations. September 1994. Bergen. Norway. WMO/TD-No. 649. - 1994. - p. 105-110.

18. Perspectives for Using Satellite Observations in ihe Arctic Shell' Assimilatioii//Proceedings Teclmical Conference on Space-Based Ocean Observations. September 1994. - Bergen, Norway. - 1994. - p. 303. (соавт. Зубакии Г. К.).

19. Baroclinic and barotropic factors in the Arctic Ocean general circiilatioii//Pr<4.cedings.\Vorld Climate Research Programme. ACSYS. Scientific Confeicnce

on (lie Dynamics of the Arctic Climate System (7-10 November 1994, Getebofg, Sweden. - 1994. -p 451-156.

20. '1Ъеппо11а1шс circulation of the Arctic Oceaii//Proceedings. World Climate Reseaicli Programme. ACSYS. Scientific Conference on the Dynamics of the Arctic Climate System. 7-10 November 1994. - Geteboig, Sweden. 1994. - p. 457-461. (соапт. Тимохов Л. A.).

21. 'Iliemiohaline circulation of llie Arctic Ocean//Annales Geophysicae. Part LI. Supplement II to Vol. 12 - 1994. - p. C253.

22. Modelling the Kara Sea water and ice behaviour//Abstract. Scientific seminar "Nalure conditions of the Kara and Barents seas". Russian-Norwegian Workshop - 95 St.Petersburg. Russia. - 1995. - p 14. (соавг. Кулаков И. К)., Колосов С. А., Наумов А. К., Дмшриев Н. К.).

23. Modelling variability of the ice cover and the water temperature and salinity of the Arctic Ocean//Abstract. Scientific seminar "Nature conditions of the Kara and Barents seas". Russian-Norwegian Workshop - 95. - St.Petersburg. Russia. - 1995. - Part "Sea ice". -p. 9. (coain. Колесов С. А., Наумов A. 1С).

24. Maintenance of the Arctic Ocean large-scale baroclinic structure by the M2 tide//l'olar Research. - 1995. - 13(2). - P. 219-232.

25. Modeling of a three-dimensional structure of the Arctic Ocean M2 tide with о high spatial resolulion//Cray Channels. - 1995. - 17. - 2. - p. 36. (соавт. Дмшриев H. F.. и 1 IpoiiiynuicKnH А. Ю.)

26. Baroclinic and barotropic factors in the formation of the Arctic Ocean circulation//!'olar Research. - J 996. - J /редстаплено к печати.

27. On the intcrannual variability of the Arctic Ocean circulation//Polar Research. -I Ipiimuo к публикации, (соавт. Доронин Н. 10.).

28. Он the intermediate Atlantic water layer in the Arctic Oceun//PoIar Research. -Нрншпо к публикации, (соавт. Дмитриев II. Е.).

-29г Coupled ~Sea7Ice~Ocean Dynamical 1 Uerinodynamieal Model of the Arctic

Ocean//Journal of Offshore Mechanics and Arctic Engineering.-- 1996. Представлено к иечат (соавг. Кулаков 11. Ю. и др.)

30. I ¡dally generated Continental shelf waves in the Sea of Okhotsk//J. l'hy s. iVeanogi. - 1996. -Submitted, (соавг. КоваликЗ.)

Текст научной работыДиссертация по географии, доктора физико-математических наук, Поляков, Игорь Валентинович, Санкт-Петербург

г ВАК России

Г'

МИНИСТЕРСТВО ОБЩЕГО И ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

Российский Государственный Гидрометеорологический институт

На правах рукописи

ПОЛЯКОВ Игорь Валентинович

УДК 551.465.53(268)

МОДЕЛИРОВАНИЕ КРУПНОМАСШТАБНОЙ СТРУКТУРЫ И ИЗМЕНЧИВОСТИ ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА

(Специальность 11.00.08 — океанология)

Диссертация на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Санкт-Петербург 1997

СОДЕРЖАНИЕ

Введение .

1. Термохалинная структура Северного Ледовитого океана 1 2.

1.1. Методика подготовки средних полей температуры и солености 12

1.2. Развитие представлений о водных массах и термохалинной структуре 20 Северного Ледовитого океана

1.3. Об атлантической промежуточной воде в Арктическом бассейне 28

1.3.1. Развитие представлений об атлантической промежуточной воде в Арктическом бассейне 28

1.3.2. Пространственная структура и термический режим атлантических

вод в Арктическом бассейне 32

1.4. Представления о циркуляции вод в Северном Ледовитом океане 39

1.5. Краткая характеристика ледяного покрова Северного Ледовитого океана 52,

2. Динамическая термодинамическая модель Северного Ледовитого океана со льдом 59

2.1. Краткий исторический обзор создания моделей океана со льдом 59

2.2. Динамическая термодинамическая модель океана со льдом 63

2.2.1. Модель льда 6 3

2.2.2. Модель океана 78

2.2.3. Дискретная формулировка модели 8 3

2.3. Тестовые испытания модели &6

2.3.1. Моделирование дрейфа буев в Арктическом бассейне . 86

2.3.2. Воспроизведение временной эволюции ледяного покрова и связанных с ней изменений температуры и солености океана 97

2.3.3. Моделирование отклика идеализированного бассейна на атмосферное воздействие с использованием совместной модели океана со льдом 11 4

3. Диагностические расчеты циркуляции Северного Ледовитого океана &

3.1. Краткая историческая справка 14&

3.2. Формулировка экспериментов 1А9

3.3. Диагностические расчеты средних зимней и летней циркуляции Северного Ледовитого океана ^ 15 2

3.3.1. Циркуляция в случае суммарного действия вынуждающих сил 1 5 2

3.3.2. Циркуляция, обусловливаемая ветром и градиентами атмосферного

давления

3.3.3. Циркуляция, определяемая расходами воды через основные проливы

3.3.4. Циркуляция, обусловленная градиентами плотности морской воды -16 5

3.3.5. Циркуляция Атлантической Промежуточной воды в Арктическом бассейне "176

3.4. Межгодовая изменчивость зимних плотностных течений Арктического бассейна в 1973 — 1979 гг. 184

159

165

4. Моделирование сезонной изменчивости Северного Ледовитого океана 1*37

4.1. Формулировка экспериментов 19?

4.2. Сезонная изменчивость динамических и термодинамических характеристик ледяного покрова Северного Ледовитого океана 201

4.3. Сезонная изменчивость гидрологических полей Северного Ледовитого океана

5. Роль приливов в формировании гидрологических полей полярной и субполярной областей 2Ъ9

5.1. Поддержание структуры поля солености Северного Ледовитого океана приливными движениями 239

5.1.1. Формулировка задачи

239

5.1.2. Анализ результатов расчетов 241

5.2. Влияние приливов на формирование термохалинной структуры в районе подводного поднятия 249

Заключение 264

Список литературы

-5-ВВЕДЕНИЕ

Северный Ледовитый океан (СЛО) играет важную роль в региональной и глобальной климатической системах. Глубокая конвекция в Гренландском море во многом определяет формирование донных вод Мирового океана и оказывает тем самым влияние на крупномасштабную термохалинную циркуляцию и глобальное перераспределение тепла [77]. Конвекция в северной полярной области может стать причиной смены одного устойчивого режима циркуляции Мирового океана другим, каждый из которых связан с различным климатом [141]. Относительная слабая плотностная стратификация во многих районах океана, в том числе в Гренландском море, предполагает, что даже небольшие изменения в атмосфере и океане могут вызвать или наоборот остановить конвективное перемешивание [161].

Одним из ключевых элементов во взаимодействии океана и атмосферы в Арктике является ледяной покров. Отличия альбедо льда и снега от альбедо воды приводят к значительной разнице в радиационном балансе на поверхности раздела сред. Благодаря большой теплоемкости и низкой теплопроводности лед эффективно изолирует атмосферу и поверхностные воды океана от теплообмена. Поэтому передача тепла от океана к атмосфере осуществляется главным образом на периферии океана через многочисленные разводья, полыньи, а летом — в морях, свободных ото льда [77]. Большой сток рек и значительное превышение количества осадков над испарением обусловливает аккумуляцию пресной воды в Арктическом бассейне, что стабилизирует термохалинную структуру и циркуляцию [77]. В результате в центральных областях Северный Ледовитый океан сильно стратифицирован в слое 50— 150 м.

Это приводит к изоляции промежуточного слоя теплых атлантических вод от поверхностных, что является определяющим для сохранения круглогодичного ледяного покрова в Арктике.

Изучению крупномасштабных процессов в Северном Ледовитом океане посвящено большое количество работ. Начало исследованию Арктики положила экспедиция Нансена на судне "Фрам" в 1893—1896 [по 61]. Последовавшие вслед за ней гидрофизические экспедиции на судах, а позднее — дрейфующие ледовые станции и высокоширотные воздушные экспедиции привели к накоплению обширного материала о структуре вод океана, его циркуляции и взаимодействии различных элементов Арктической системы. Эти наблюдения обобщены в монографиях российских и зарубежных ученых: Доронина [23, 24], Доронина и Хейсина [25], Захарова [26], Крутских [33], Легенькова [36], Никифорова и Шпайхера [43], Николаева и Алексеева [44], Тимофеева [61], Трешникова и Баранова [64], Огарда [75], Кармака [94], Коачмана и Огарда [100], Льюиса [138], Иоханнессена и др. [197] и других авторов.

Математическое моделирование — важный инструмент для исследования Северного Ледовитого океана. Пионерской работой по моделированию крупномасштабной циркуляции в Полярном бассейне с использованием полных уравнений динамики и термодинамики стала работа [192]. Численное моделирование позволило ответить на вопросы о роли ледяного покрова в формировании циркуляции в центральной Арктике [123], о долгопериодной изменчивости океана и его чувствительности к вариациям С02 и стока рек [191], о значении уровня океана как индикатора гидрологических процессов различного масштаба [55], о зависимости глубокой конвекции в Гренландском

море от интенсивности адвекции льдов из центрального Арктического бассейна [115] и др.

Вместе с тем до сих пор остаются слабо изученными циркуляция глубинных и промежуточных вод океана, ее изменчивость и механизмы ее поддержания. Наблюдения за глубинными течениями крайне немногочисленны [71], а результаты моделирования порой противоречивы (например, [8] и [191]). Требует оценки вклад процессов таяния и нарастания ледяного покрова в формирование структуры и сезонной изменчивости полей температуры и солености Северного Ледовитого океана. Тесно связан с этим вопрос о генерации фронтальных зон в поверхностных слоях океана, о пространственной и временной изменчивости распределения льда по толщинам Вклад приливов в установление крупномасштабной структуры гидрологических полей остается также неисследованным.

В связи с этим целью работы является установление закономерностей формирования крупномасштабной циркуляции Северного Ледовитого океана, его сезонной и межгодовой изменчивости, оценка роли ледяного покрова в формировании структуры и изменчивости полей температуры и солености Арктического бассейна, разработка методов исследования основных крупномасштабных процессов Северного Ледовитого океана.

Направленность работы потребовала решения следующих задач: — на основе архива данных Арктического и Антарктического НИИ построить среднемноголетние сезонные поля температуры и солености океана, включая Гренландское, Норвежское и Баренцево моря;

— разработать численную гидродинамическую модель бароклинного океана со льдом, учитывающую процессы таяния/нарастания льда, его торошения, образования полыней и разводий;

— обосновать природу циркуляции поверхностных, промежуточных (атлантических) и донных вод в океане, оценить расходы воды через основные проливы, исследовать межгодовую изменчивость течений и колебаний уровня;

— методами моделирования исследовать сезонную изменчивость ледяного покрова Арктики с учетом многообразия факторов, ее определяющих; показать роль процессов таяния и нарастания льда в формировании структуры полей температуры и солености океана; исследовать особенности циркуляции вод, связанные с формированием фронтальных прикромочных зон;

— исследовать вклад приливов в формирование крупномасштабных особенностей гидрологических полей океана, определить механизмы этого воздействия.

Основным инструментом исследования в работе является численное гидродинамическое моделирование. Математические модели позволяют облегчить анализ информации, глубже понять многочисленные взаимосвязи между элементами сложных природных систем, выделить главные факторы и абстрагироваться от второстепенных, и, что особенно существенно для Северного Ледовитого океана, отчасти восполнить недостаток данных наблюдений. Кроме того, модели могут быть использованы как аппарат прогноза гидрометеорологических параметров. Примером подобного применения численных моделей в практике прогнозов сгонно — нагонных колебаний в Арктике стала работа [55].

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

1. Термодинамическая модель океана со льдом.

2. Поля средних сезонных (зима и лето) полей температуры и солености Северного Ледовитого океана, подготовленные для численного гидродинамического моделирования.

3. Рассчитанные средние сезонные (зима и лето) схемы циркуляции вод в поверхностных, промежуточных и придонных слоях Северного Ледовитого океана, схемы свободной поверхности океана, оценки расходов через основные проливы океана.

4. Трактовка причин и характера циркуляции поверхностных, промежуточных и донных вод Северного Ледовитого океана.

6. Обоснование районов максимальной продукции и таяния льда.

7. Обоснование факторов, определяющих формирование сезонного хода температуры и солености в поверхностном слое океана.

8. Трактовка механизмов поддержания структуры термохалинных полей океана приливами.

Структура работы повторяет очередность поставленных задач. В первой главе описывается методика подготовки средних полей температуры и солености океана (первый параграф), на основе различных литературных источников анализируются водные массы СЛО и его термохалинная структура (второй параграф) с углубленным анализом атлантической промежуточной воды (третий параграф), приводится обзор исследования циркуляции вод в СЛО (четвертый параграф) и характеристики ледяного покрова Арктики (пятый параграф). Во второй главе приводится описание разработанной динамической

термодинамической совместной модели океана со льдом. В первом параграфе помещен краткий исторический обзор создания моделей океана со льдом. Во втором параграфе приводится формулировка модели. Третий .параграф посвящен описанию тестовых испытаний модели. Результаты диагностических расчетов циркуляции СЛО приведены в третьей главе. В первом параграфе дается краткая историческая справка о применении диагностических методов исследования состояния океана. Формулировка экспериментов приводится во втором параграфе главы. В третьем параграфе рассмотрены результаты расчетов течений и колебаний уровня. Четвертый параграф содержит анализ рассчитанной межгодовой изменчивости зимних плотностных течений Арктического бассейна. Четвертая глава работы посвящена анализу сезонной изменчивости гидрологических полей океана. В первом параграфе приводится формулировка численных экспериментов. Далее, во втором параграфе, исследуется сезонная изменчивость ледяного покрова океана, а в третьем — сезонная изменчивость полей температуры, солености, течений и уровня СЛО. В последней пятой главе анализируется роль приливов в формировании структуры гидрологических полей океана. В первом параграфе исследуются возможные механизмы поддержания структуры поля солености СЛО приливом М2. Следующий параграф посвящен исследованию генерации остаточной приливной циркуляции и формированию интенсивного вертикального приливного перемешивания вод в районе подводного поднятия с однородной по вертикали структурой полей температуры и солености. В заключении диссертации приведены основные результаты, полученные в работе.

В заключение автор выражает искреннюю благодарность коллегам за постоянную помощь, советы и дружескую критику на всех стадиях работы. Автор благодарен жене и дочери за их долготерпение.

1. Термохалинная структура Северного Ледовитого океана

В настоящей главе на основе публикаций различных авторов

рассматривается структура гидрологических полей Северного Ледовитого океана. С одной стороны, это дает общее представление о строении термохалинных полей океана, его циркуляции и дрейфе льда, что представляется необходимым при анализе и интерпретации получаемых в ходе моделирования результатов. С другой стороны, одной из задач работы была подготовка средних полей температуры и солености океана для целей гидродинамического моделирования. Выполнение этой задачи включало подбор и оценку качества исходной информации, интерполяцию данных в узлы регулярной сетки, используемой в численных расчетах. Общепризнанным фактом является сильная зависимость гидродинамических расчетов от качества используемых данных о температуре и солености океана. Важнейшим вопросом, ответ на который во многом определяет степень доверия к выводам работы, является таким образом то, насколько построенные поля температуры и солености отражают термохалинную структуру океана. Поэтому изложение существующих представлений о водных массах океана, его термохалинной структуры дополнено сравнительным анализом построенных трехмерных полей температуры и солености СЛО.

1.1. Методика подготовки средних полей температуры и солености

Необходимым этапом, предшествующим анализу гидрологических полей, в том числе численному гидродинамическому моделированию, является подготовка исходной информации. В настоящее время существует несколько

источников океанографической информации о Северном Ледовитом океане. Наиболее полным из этих источников является "Атлас Северного Ледовитого океана" [7]. Приведенные в нем средние поля температуры, солености и плотности построены по данным наблюдений 50 — 70 — х годов. Покрытие акватории океана наблюдениями было разнородным, но среднемноголетние поля океанографических характеристик хорошо воспроизводят основные черты реального строения вод полярных бассейнов. Вместе с тем недостаточное число горизонтов по вертикали, сглаживание полей в таком важном регионе, как Северо —Европейский бассейн, и проблемы, связанные с потерей точности информации при переводе ее с карт в цифровой вид, являются существенным ограничением при использовании этого источника.

Карты поверхностного распределения температуры и солености, опубликованные в "Атласе Арктики" [б], являются уточненным вариантом "Атласа Северного Ледовитого океана" [7].

Широкое распространение получил климатический атлас Левитуса [137]. При его построении количество данных наблюдений в центральной части Арктического бассейна и морях Сибирского шельфа было ограничено, что снижает ценность его использования при решении океанографических задач в Северном Ледовитом океане.

Эти обстоятельства явились причиной того, что были построены новые средние поля температуры и солености океана [53]. Эти данные представлены в цифровом виде в узлах регулярной сетки и могут быть использованы для решения различных океанографических задач.

Основным источником информации в Северо — Европейском бассейне являются судовые наблюдения. (На рис. 1.1 показана использованная в работе схема Северного Ледовитого океана с глубинами и некоторыми географическими названиями.) Стандартные съемки производились в узлах сферической сетки с шагами 2.5° по широте и 1° по долготе в области, ограниченной 60° и 80° с.ш. и 17.5 —градусными меридианами обеих долгот. Наблюдения в Баренцевом море выполнялись на сети стандартных разрезов и дополнительных станций в северной части моря (схема расположения разрезов приведена в [20]). Архив данных по Арктическому бассейну включает круглогодичные наблюдения с дрейфующих станций, материалы гидролог�