Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Процессы взаимодействия между океаном и атмосферой в полярных районах

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Содержание диссертации, доктора физико-математических наук, Макштас, Александр Петрович

Актуальность темы.

Проблема взаимодействия океана и атмосферы на различных простран-венно-временных масштабах, решение которой направлено, в конечном ито-, на построение теории климата с целью его прогноза, является одной из цен-альных в современной геофизике [26]. В 1979 год}' Всемирная метеорологи-еская организация (ВМО) приняла решение о проведении Всемирной щю-аммы исследования климата (ВПИК), предполагающей изучение изменчиао-и климата на временных масштабах от нескольких недель до нескольких де-ятилетий и на пространственных - от регионального до глобального. Призна-я важность в климатических исследованиях адекватного учета процессов заимодействия между атмосферой и океаном в полярных районах, ВМО орга-изовала в 1986 году в рамках ВПИК рабочую группу "Морской лед и климат", дожившую за пять лет своего существования основы международной про-аммы "Исследования арктической климатической системы", выполнение корой продолжается до настоящего времени.

Необходимость учета морских льдов при моделировании глобального ;имата, наряд)' с рядом эмпирических свидетельств (например, отмеченное инниковым, 1986 "полярное усиление" изменчивости осредненной по кругу ироты температуры возду ха), продемонстрировали и результаты численных кспериментов, выполненных в последние годы с помощью полусферных и лобальных моделей общей циркуляции атмосферы (Rind et al, 1995, Sinmionds Jacka, 1995, Washington & Meehl, 1996, Bromwich et al, 1998, 1999), показав-ие, что изменение занимаемой морским льдом площади оказывает влияние не лько на климат прилегающих к полярным акваториям регионов, но и на ат-осферные процессы как в экваториальной зоне, так и в противоположном по-»ушарик.

Несмотря на большое чи< • теоретическах и экспериментальных иссле-ований процессов, обусловливавших формировании морсгого ледяного по-рова, основные результаты которых обобщены в работах H.H. Зубова (1945), О.' П. Доронина (1969), А. Ф. Трешникова и Г. И. Баранова (1972), Форвинке-.я и Орвига (1973), и книгах "Geophysic of sea ice" (1986) и "Physics of ice-overed seas"(1998), целый ряд фундаментальных вопросов, решение которых еобходимо дня создания адекватных моделей общей цирку ляции атмосферы и океана с учетом полярных районов, до последнего времени оставался сравнительно слабо изученным. В первую очередь это относится к описанию и параметризации процессов взаимодействия между океаном и атмосферой при наличии неоднородного морского ледяного покрова (ровный многолетний лед, торосы, разводья, молодые льды, снежницы), а также в прикромочных зонах морских дрейфующих льдов.

В настоящее время общепринято, что магистральным путем развития методов долгосрочного прогноза погоды и климата является создание и совершенствование математических моделей общей циркуляции атмосферы и океана. При этом, как отмечено в работе [26], адекватное описание и параметризация пограничных слоев атмосферы и океана, являющихся "передаточными звеньями" в климатической системе, в значительной степени определяют успешность воспроизведения совместными моделями существующего климата и его изменчивости. В приложении к полярным районам очевидной является необходимость комплексного подхода к изучаемым процессам, оптимальное сочетание экспериментальных и теоретических исследований: постановка натурных наблюдений, направленных на получение наиболее полных данных об известном или предполагаемом явлении или процессе; разработка его адекватной параметризации (математической модели) и ее валидация; использование полученных параметризаций в возможно полных термодинамических и динамико-термодинамических моделях морского ледяного покрова, являющихся составной частью моделей общей циркуляции атмосферы и океана и позволяющих воспроизводить и прогнозировать пространственно-временную изменчивость основных характеристик снежно-ледяного покрова и параметров взаимодействия океана и атмосферы.

Таким образом, изучение особенностей процессов энерго-массообмена между океаном и атмосферой в полярных районах имеет важное теоретическое и прикладное значение для понимания закономерностей формирования вод и льдов полярных акваторий, для разработки адекватных моделей изменений климата и совершенствования методов метеорологических и ледовых прогнозов. Учитывая вышесказанное можно сделать вывод, что проблема взаимодействия океана и атмосферы в полярных районах является безусловно актуальной.

Цель работы:

• состоит в обобщении результатов экспериментальных и теоретических исследований особенностей процессов взаимодействия океана и атмосферы в полярных акваториях с постоянных' и сезонным морским ледяным покровом, создании математических моделей процессов взаимодействия, разработке и валвдации параметризаций пограничного слоя атмосферы и основных составляющих теплового баланса снежно-ледяного покрова, характерных для полярных регионов, и создании климатической динамико-термодинамической модели морского ледяного покрова Северного Ледовитого океана.

Методика исследования заключалась в проведении цикла комплексных турных экспериментов на дрейфующих льдах Арктического бассейна и Юж-й полярной области, разработке методов анализа полученных в период экс-риментальных работ и исторических натурных данных, создании алгоритмов счета и математических моделей основных характеристик взаимодействия еана, частично, или полностью покрытого дрейфующими льдами, с агмосфе-й, сопоставлении результатов теоретического анализа с данными натурных блюдений, построении климатических термодинамической и динамико - тер-динамической моделей снежно-ледяного покрова Арктического бассейна.

Научная новизна работы заключается в следующем: на основе обобщения опыта предшествующих исследований разработана стратегия и выполнены, с помощью оригинального комплекса аппаратуры для проведения энергобалансовых наблюдений над разводьями, молодыми и многолетними льдами непосредственно на льду и с борта судна, комплексные натурные эксперименты по изучению процессов мелко- и мезо-масштабного взаимодействия на дрейфующих льдах Центрального Арктического бассейна и моря Уэдделла, а также в прикромочных зонах морских дрейфующих льдов Гренландского и Баренцева морей; на основе полуэмпирической теории Монина - Обухова разработаны алгоритмы расчета турбулентных потоков тепла по данным градиентных и профильных наблюдений в приповерхностном слое атмосферы; разработаны и валидированы по данным прямых наблюдений методы расчета составляющих теплового баланса замерзающего разводья; в результате экспериментальных работ, проведенных на дрейфующих станциях "Северный полюс 22", "Северный полюс - 23", впервые, на протяжении длительного перг. ¿а времени, прослежены тепловые процессы, протекающие в локальном разводье в зимний период. I .ри этом выявлено, что интенсивные потоки тепла из океана в атмосферу на замерзших разводьях сохраняются более 3 месяцев, а возможный поток от океана к нижней поверхности разводья не превышает 20-25% от потока тепла, обусловленного теплотой кристаллизации, выделяющейся при нарастании льда;

• на основе сопоставления экспериментальных данных о турбулентном эн гообмене локального разводья с атмосферой с результатами расчетов модели трансформации воздушной массы над локальной температур неоднородностью, предложенной Ю. П. Дорониным (1969), выявившего хорошее соответствие (расхождение менее 27%), показана возможность пользования интегральных аэродинамических формул с постоянным по личине коэффициентом теплообмена ($1 = 1.8*10"3) для оценок турбуле ного потока явного тепла (Н) для разводий шириной от 20 до 1000 м.;

• с помощью разработанной автором балансовой модели ледяного покр валндированной по экспериментальным данным, выполнена оценка мел довой изменчивости теплового баланса подстилающей поверхности личных районов Арктического бассейна в зависимости от возрастного става льдов. При этом выявлено, что в Центрально?. Арктическом бассе амплитуда изменений осредненного по льдам различного возраста Н ставляет величину порядка 10%, а суммарного потока тепла через лед -20%;

• впервые, в период работ экспедиции "Уэдделл-ПОЛЭКС-81", получ экспериментальные оценки составляющих теплового баланса подстил щей поверхности центральной части моря Уэдделла в весенний период, тановлеио, что максимальные значения турбулентных потоков тепла и нимальные - потока тепла в море локализованы в районе поднятия Мод, в некоторые годы зимой наблюдается полынья моря Уэдделла;

• по данным регу лярных аэростатных и аэрологических наблюдений в 1 нем километровом слое атмосферы нал многолетними льдами запа части моря Уэдделла впервые получены статистические достоверные о ки основных параметров струйных течений нижнего уровня и инверсион го слоя полярной атмосферы. При этом выявлена зависимость переп температуры в инверсионном слое и высоты стрежня струйного течет длинноволнового радиационного баланса подстилающей поверхност скорости ветра в пограничном слое атмосферы;

• на основе обобщения результатов экспедиционных исследований, гц, денных в 1983 - 1988 годах, получены основные закономерности простр ственно-временной изменчивости основных метеорологических характе стнк и параметров энергообмена приповерхностного слоя атмосферы и верхности моря в прикромочных зонах и зонах сезонной миграции морс дрейфующих льдов Баренцева и Гренландского морей. Впервые выявл условия возникновения в весенне-летний период антициклонической к\ ляцин в поверхностном ело,: вол вблизи кромки, во льдах сплоченно 4-5 баллов и универсальная ллвнснмость интенсивности турбулентных токов тепла от подстилающей поверхности в атмосферу от направления скорости ветра относительно кромки льдов. Оценен поток тепла от верхнего слоя моря к подстилающей поверхности в районе непосредственного контакта Западно - Шпицбергенского течения и дрейфующих льдов, составивший величину от 800 до 1600 Вт/м2; разработана и валвдирована по данным специального самолетного эксперимента численная модель трансформации пограничного слоя атмосферы в прикромочной зоне морских дрейфующих ;.^дов при натекании воздушной массы со льда на чистую воду, воспроизводящая распределения температуры воздуха и скорости ветра в пограничном слое, турбулентные потохи явного и скрытого тепла; разработан алгоритм оценки высоты пограничного слоя атмосферы по данным стандартных метеорологических наблюдений в приповерхностном слое атмосферы и данным о температурах воздуха и скорости ветра на стандартных изобарических поверхностях 850 и 750 мб; в результате экспериментальных и теоретических исследований оптических свойств снежниц в спектральном диапазоне 350 - 1200 нм впервые выявлено и объяснено явление скачкообразного уменьшения альбедо верхней поверхности бесснежного ледяного покрова при формировании на ней тонкого слоя талых вод; разработаны методы: расчета спектрального альбздо снежницы, ее направленно -полусферной отражательной способности; альбедо образующего дно снежницы ледяного покрова и скорости радиационного прогрева водной толщи в снежнице вследствие селективного поглощения прямой и рассеянной солнечной радиации; на основе Архива данных стандартных метеорологических наблюдений, выполненных на дрейфующих станциях "Северный Полюс-1" - "Северный Полюс-31", проведен анализ внутримесячной, сезонной и л ежгодовой изменчивости балла общей и нижней облачности. Выявлено, что в зимний период распределение повторяемости облачности различной бальности имеет ярко выраженный U - образный характер и может быть описано ß -распределением. На этой основе разработан алгоритм частичного восстановления информации об облачности по данным о температуре приледного слоя воздуха, не уступаки . <ii по точности алгоритмам определения облачности в полярных района., по данным искусственных спутников. Впервые выявлено значительное уменьшение в последние десятилетия повторяемости ясного неба зимой и сплошной облачности - детом; разработана и валидирована по данным натурных наблюдений в прикро-мочных зонах дрейфующих льдов и в области с постоянным морским ледяным покровом квазистационарная нульмерная термодинамическая модель таяния и нарастания снежно-ледяного покрова, воспроизводящая сезонн) изменчивость толщин снега и льда и основные характеристики энергооб мена ледяного покрова с атмосферой. Численные эксперименты, проведен ные с помощью модели, позволили оценить реакцию морского ледяно1 покрова на возможные климатические изменения основных параметре приповерхностного слоя атмосферы, катастрофическое аэрозольное загряз нение атмосферы, а также чувствительность моделей такого класса к раз личным методам описания облачности и параметризациям приходяще длинноволновой и коротковолновой радиации. В результате численнь экспериментов и данных натурных измерений выявлено наличие отрица тельной обратной связи между процессами турбулентного и радиационлог энергообмена, в известной степени обусловливающие устойчивость мор ского ледяного покрова к изменениям метеорологических условий;

• разработана современная климатическая динамико-термодинамическг модель морского ледяного покрова Арктического бассейна, качественн воспроизводящая распределение толщин льда в Арктическом бассейне ледообмен между Арктическим бассейном и арктическими морями.

• Изложенные результаты исследований автора в совоку пности выносятся н защиту как обобщение экспериментальных данных и теоретических разра боток, посвященных описанию процессов мелко- и мезомасштабного взаи модействия атмосферы и океана в полярных районах и их параметризаци в климатических и прогностических моделях, имеющее важное научное практическое значение.

Положения, выносимые на защиту:

1. Теоретические и экспериментальные методы оценки турбулентного энерп обмена между атмосферой и океаном при наличии постоянного ледяного по крова и характеристики теплового баланса разводий и многолетних льдов зимний период.

2. Закономерности пространственно-временной изменчивости основных метео рологических характеристик и параметров энергообмена приповерхностно! слоя атмосферы и верхнего слоя моря в прикромочных зонах и зонах сезонной миграции морских дрейфующих льдов Баренцева и Гренландского морей.

3. Метод расчета и оценки сезонной изменчивости высоты пограничного слоя атмосферы по данным стандартных метеорологических и аэрологических наблюдений. Статистически достоверные экспериментальные оценки основных параметров струйных течений нижнего уровня, их связь с длинноволновым радиационным балансом и скоростью ветра. одель формирования спектрального альбедо и направленно - полусферной отражательной способности снежниц. Эффект скачкообразного уменьшения альбедо поверхности ледяного покрова при формировании на ней тонкого слоя воды. акономерности внутримесячной, сезонной и межгодовой изменчивости общей и нижней облачности в Центральном Арктическом бассейне. Алгоритм частичного восстановления информации о балле облачности^ по данным о температуре приледного слоя воздуха. тиматическая динамико-термодинамическая модель морского ледяного покрова Арктического бассейна. Оценки реакции морского ледяного покрова на возможные климатические изменения основных параметров приповерхностного слоя атмосферы и на изменение альбедо его поверхности в результате сильного аэрозольного загрязнения.

Вывод об относительной устойчивости равновесной толщины снежно-ледяного покрова вследствие отрицательных обратных связей между радиационным прогревом (охлаждением) и турбулентным охлаждением (прогревом) его верхней поверхности.

Практическое значение работы состоит в следующем: разработанные в ходе выполнения работы алгоритмы расчета характеристик теплообмена подстилающей поверхности с атмосферой используются для экспериментальной оценки теплового баланса различных полярных акваторий (экспедиционные исследования по российско-германскому проекту "Система моря Лаптевых", морская экспедиция "Аркгика-98"); полученные в работе экспериментальные данные о характеристиках взаимодействия океана с атмосферой в полярных областях и переведенный на машинный носитель архив данных стандартных метеорологичеешх наблюдений дрейфующих станций "Северный Полюс" используются в качестве внешних граничных условий и тестовых данных при разработке моделей снежно-ледяного покрова различной степени сложности и методов дистанционного зондирования, а также при исследованиях изменений климата Северной полярной области; модель перераспределения о , ¡нечной радиации в снежницах и разработанные на ее основе алгоритмрасчета спектрального альбедо снежницы, ее направленно - полусферной отражательной способности и оптических характеристик ледяного покрова, образующего дно снежницы планируется использовать для оценки состояния ледяного покроьа и степени его загрязнения по данным дистанционного зондирования с самолетов и спутников, а также при моделировании разрушения дрейфующих и припайных льдов в

Р0ССКЙСК ГОСУДАРСТВ^ БИБЛИОТЕ весенне-летний период и для оценки количества проникающей в верх слой моря фотосинтетической радиации;

• метод частичного восстановления характеристик облачности по данны температуре приледного слоя воздуха, измеренной арктическими ; фующими буями, может быть использован в качестве дополнительного точника информации о состоянии облачного покрова Центрального Ар! ческого бассейна, одной из наименее достоверно определяемых xapaicn стик полярной атмосферы, а также при описании облачности в климат ских моделях морского ледяного покрова;

• термодинамическая и динамико-термодинамическая модели морского дяного покрова могут быть использованы как составная часть клима ских и прогностических моделей общей циркуляции атОД'^юры и океа в настоящее время используются при анализе отклчков полярной клим ческой системы на изменение внешних параметров, в том числе для оце межгодовой изменчивости теплового баланса в Арктике и харакгерис ледообмена между арктическими морями и Центральным Арктичес бассейном;

• подготовленные в ходе выполнения работы публикации мопт быть исп зоваиы при подготовке учебных пособий и в процессе обучения студен аспирантов гидрометеорологических институтов, соответствующих фа тетов университетов, а также других высших учебных заведений, в кото читаются курсы лекций по физике океана и атмосферы.

Личный вкчао автора

Диссертационная работа является итогом многолетних исследований тора, выполнявшихся в Арктическом и Антарктическом научно - исслед тельском институте в рамках научных и экспедиционных пррграмм и пла НИОКР Росгидромета, Государственной научно-технической программы "К плексные исследования океанов и морен, Арктики и Антарктики", плана дамекгальных и поисковых научно-исследовательских работ ГНЦ РФ-АА Министерства науки и технологий РФ, фантов Российского Фонда Фунда\ тальных Исследований, а также в рамках Рабочей группы "Морской лед и мат" ВПИК и Комиссии ио морским льдам Международной ассоциации ф ческих наук об океане.

Автор принимал участие в разработке программ и реализации 20 по ны.ч российских и международных экспедиций, в части из которых являйся учным руководителем или научным координатором.

За период с 1972 по 19''8 год автор участвовал как исполнитель, отве вечный исполнитель и руководитель в 10 плановых темах Росгидромета и f стерства. Науки и технологий РФ, являлся руководителем двух грантов ФИ: "Исследование процессов таяния морского ледяного покрова в Арктике" вершен в 1996 г.) и "Процессы энергомассообмена аномально устойчивых граничных слоев атмосферы и океана в полярных районах" (1997-1999 г.г.).

В диссертацию включены результаты работ, выполненных автором лич-и лишь тех исследований, выполненных и опубликованных в соавторстве, в орых основополагающие идеи и постановка задач, обоснование методов их ения, анализ , интерпретация и обобщение полученных результатов при-гежат автору.

Апробация работы и публитци.

Основные научные результаты, положения и выводы, полученные в просе научных исследований автора докладывались на 1 - 3 Съездах советских анолотов (1977, 1982, 1987 г. г.), Совещании экспертов по морскому льду и делированию климата (Женева, Швейцария, 1983 г.), 1 Всесоюзной школе-шнаре по актуальным проблемам океанологии (Ленинград, 1987 г.), Конфе-Ции приарктических государств по координации исследований в Арктике нинград, 1988 г.), ежегодных заседаниях рабочей группы ВПИК ВМО " рекой лед и климат" (1988 - 1991 г.г.), Семинаре "Региональное и мезомас-абное моделирование океанов, покрытых льдом" (Берген, Норвегия, 1989 г.), юртой всесоюзной конференции по исследованию роли энергоактивных зон ана в короткопериодных колебаниях климата (Одесса, 1990 г.), совместном тнаре МОК/ВМО по продуктам программы ОГСОС (Токио, Япония, 1991 XX и XXII Генеральных Ассамблеях Международного союза по геодезии и физике (1991, 1999 г.), Симпозиуме Американского Геофизического Союза н-Франциско, США, 1992 г.), Московском семинаре по взаимодействию ат-феры и океана (Москва, 1992 г.), Международном симпозиуме по морскому (Пекин, Китай, 1993 г.), Втором совещании по проекту "Система моря тевых" (Санкт-Петербург, 1994 г.), Конференции по динамике арктической матической системы (Гетеборг, Швеция, 1994 г.), Летней школе по морско-льду Международной ассоциации физических наук об океана (Савонлина, ляндия, 1994 г.), Российски норвежском семинаре "Природные условия :кого и Баренцева морей" (Са:: кт-Петербург, 1995 г.), Симпозиуме "Север* е моря" (Гамбург, ФРГ, 1995 г.), Международней конференции "Динамика осферы и океана" (Москва, 1995 г.), Семинаре "Глобальные изменения кли-а" (Москва, 1996 г.), Второй международной конференции по глобальным ргетическому и водному циклам (Вашингтон, США, 1996 г.), Совещании по иональным моделям климата Арктики (Брэкнелл, Великобритания, 1996 г.),

Гордоновсксй конференции по экологии морского льда (Вентура, США, 19 г.), 49-й Арктической научной конференции (Фэйрбэнкс, США, 1998 г.), а т же на заседаниях секций и Итоговых Сессиях Ученого Совета ААНИИ.

Цикл работ по изучению теплового баланса морских льдов в Ценлра, ном Арктическом бассейне отмечен ведомственной премией им. Ю. М. I кальского, цикл работ по исследованию прикромочных зон морских дрейф} щих льдов - медалью ВДНХ.

Основные научные результаты, положения, выводы и практические комендации, вытекающие из исследований автора и относящиеся к теме д сертации, содержатся в приведенных в конце настоящего доклада 71 опубли ванных работах, в том числе в монографии "Тепловой баланс арктичес льдов в зимний период" (Гидрометеоиздат, 1984 г.), перевод которой "The h budget of Arctic ice in the winter" был опубликован Международным гляцись гическим обществом в 1991 г, в Великобритании. Всего за период научной д тельности автора им опубликовано лично и в соавторстве 145 научных работ.

1. Процессы взаимодействия атмосферы и океана в районах с стояиным ледяным покровом

Введение Диссертация по географии, на тему "Процессы взаимодействия между океаном и атмосферой в полярных районах"

В проблеме взаимодействия атмосферы и океана одной из основных дач является описание механизма энергообмена между двумя средами. В н более сложном виде этот механизм представлен в Арктическом бассейне и р акваторий Антарктики, значительная часть которых в течение всего года крыта дрейфующими льдами. С одной стороны, ледяной покров существен препятствует теплообмену между двумя средами. С другой - само формиро ние ледяного покрова определяется интенсивностью процессов теплового и намического взаимодействия между океаном и атмосферой. В шестидесят годы было выполнено довольно большое количество теоретических и экспер ментальных исследований, посвященных тепловому балансу многолетнего дяного покрова Арктического бассейна (Доронин, 1969, Доронин, Хейсин, 19 Фовигасель, Орвиг, 1973, Назинцев, 1964). Однако целый ряд вопросов остав^ ся невыясненным. В частности практически не были исследованы процессы плообмена между атмосферой и океаном через разводья и тонкие льды, смотря на то, что практически во всех работах, посвященных вопросам форм ронания ледяного покрова и его теплового баланса, отмечалось важное ".на ние учета потока тепла через разведья и молодые льды (Борисенков, Трешн ков, 1970, Будыко, 1969, Доронин, 1974, Яковлев, 196", Badgley, 1966), а так роли в изменении массы льдов Арктического бассейна (Алексеев, Бузуев, 74), даже предварительные оценки роли разводий и молодых льдов в общем пловом балансе ледяного покрова Арктического бассейна были противоречи

Недостаточно достоверными были и сведения о тепловом балансе много-них льдов, особенно о характеристиках .турбулентного и, в меньшей сгепе-, радиационного энергообмена. Оценки этих параметров были выполнены, в новном, по данным специальных наблюдений на дрейфующих станциях "Серный полюс -4", "Северный полюс - 5" в 1955-1956 г.г.(Беспалов, 1959, На-щев, 1964, Яковлев, 1958) и на американской дрейфующей станции Т-3 в на-ie 60-х (Smith, 1972, Thorpe, 1973). Однако, в тот период теория приземного рбулентного слоя и инструментальная база таких исследований были недос-точно совершенны.

Следующая стадия исследований процессов энергомассобмена морского дяного покрова с атмосферой началась в период реализации Национальной ограммы научных исследований СССР - ПОЛЭКС-Север и программы США Polex-GARP (North). При подготовке программы ПОЛЭКС-Север были часто использованы предложения, сформулированные в работе [1]. Результаты сперименгальных исследований, выполненных автором на дрейфующих нциях "Северный Полюс-22", "Северный Полюс-23" в 1974 и 1976-1977 ьг. рамках программы ПОЛЭКС-Север, приведены в работах [2-9,42].

До начала 80-х годов наименее изученными оставались процессы взаи-одействия атмосферы и океана в зимний период в Ю!жном океане. Отсутствие ггаточных экспериментальных данных не позволяло надежно оценить со-вляющие теплового баланса его поверхности и, соответственно, задать гра-ичные условия при моделировании атмосферной »океанической циркуляции в нном регионе (Gordon, 1981). Первый вклад в изучение теплового баланса дяного покрова района поднятия Мод внес эксперимент по исследованию елкомасштабного взаимодействия, проведенный » период экспедиции "Уэд-елл-ПОЛЭКС-81" [10, 14, 18].

Значительный объем уникальных, натурных данных о характеристиках заимодействия атмосферы и океана при| ^¡ьаличии;постоянного ледяного покро-был получен в период работ ¡юссийрШ'американской дрейфующей станции эдделл" (февраль - июнь 199.' г.) в малоизученной запад].ой части моря Уэд-елла [43, 49]. Современная аппаратура для измерений характеристик атмо-' ерного пограничного слоя (АПС) ¡методом аэростатного зондирования [45] озволила выполнить подробное исследование приледного инверсионного слоя мосфсры и струйных течений нижнего уровня [43, 45, 48, 64]. Наличие со-ремениых датчиков для измерения приходящей длинноволновой радиации дало возможность провести комплекс работ по верификации эмпирических фо мул для расчета этой составляющей теплового баланса верхней поверхно^ снежно-ледяного покрова [49, 54,65, 69].

В дополнение к результатам экспериментальных исследований, выло ненных при непосредственном участии автора, созданный по его инициати Архив метеорологических данных дрейфующих станций "Северный Полю 158] позволил оценить межгодовую и сезонную изменчивость характерист общей и нижней облачности Арктического бассейна [60, 65, 66, 69], одного важнейших факторов, определяющих радиационный баланс подстилающей п верхности, и предложить метод ее частичной реконструкции по данным о тел пературе приледного слоя воздуха,

В последующих подразделах кратко описаны алгоритмы расчетов, ра работанных для оценки характеристик взаимодействш: атмосферы и океэдш полярных районах и основные результаты исследований, перечисленных выше

1.2. Алгоритм расчета основных составляющих теплового баланс снежно-ледяного покрова

Основой алгоритма расчета характеристик процессов энергообмена ме ду подстилающей поверхностью и атмосферой [16, 27, 39] является уравнен теплового баланса поверхности моря или снежно-ледяного тифова: где ЕН - поток тепла от моря в атмосферу через снежно-ледяной покров ил водную поверхность; Н, ЬЕ - вертикальные турбулентные потоки явного скрытого тепла; ^ - длинноволновый радиационный баланс; Р<), Р ир - сумма ные приходящая и отраженная коротковолновая радиация. Все потоки счига ся положительными, если они направлены от подстилающей поверхности в а мосферу.

В качестве алгоритма для расчета турбулентных потоков тепла использ ется параметризация приземного слоя атмосферы, предложенная Монины\ Обуховым (1954) и конкретизированная Зилитинкевичем,Чаликовым, (19ь

ЕН = Н + ЬЕ + Из - Ба + Р, ир 1

1970): и где

-0.07 < £ < 0 ( !) £ < -0.07

0.25 +1,25£ = z/L - параметр локальной устойчивости; и- = (т/р)0 5 - динамическая скорость; р - плотность воздуха, т - напряжение трения, Т. = (-Н/сррки-) - масштаб изменения температуры; L ~ и-2/Вк2Т.(1 + т,/Бо)- масштаб длины Мони-на—Обухова; В = g/T - параметр плавучести; Т - средняя температура воздуха в исследуемом слое; g - ускорение свободного падения; к- постоянная Кармана; Zi, z2 - уровни, на которых производятся измерения Т и u; р - эмпирический коэффициент; Ср - теплоемкость воздуха, Во ~ Н / LE - число Боуэна.

В случае расчета по данным профильных измерений, описанных в работах [8, 9, 12, 40], когда известны температура и влажность воздуха и скорость ветра по крайней мере на двух высотах, система уравнений (2, 3) замкнута относительно и», Т. и L, рассчитав которые рассчитывается Н, а используя число Боуэна-LE.

Следует отметить, что профильные измерения в приповерхностном слое атмосферы сопряжены с большими погрешностями, а при проведении судовых измерений - практически невозможны. Однако, принимая в качестве нижнего уровня измерений уровень шероховатости, а также предположив, что Т(/о) = Т0, где То - температура поверхности моря, мы имеем возможность с помощью приведенной параметризации оценить характеристики турбулентного обмена по измеренным температуре, скорости ветра и удельной влажности на некоторой высоте в атмосфере и температуре подстилающей поверхности. При этом следует иметь в вид>', что предположение о равенстве То и T(zo) достаточно хорошо выполняется при сравнительно малых Zo [12], характерных для поверхности ледяного покрова [9]. В тоже время данные о параметре шероховатости для взволнованной морской поверхности весьма противоречивы. Оценка влияния неопределенности в величине (функциональной зависимости) zo на результаты расчетов турбулентных потоков, выполненная ® работах [12, 27], показывает, что расхождение в оценках турбулентных потоков может достигать 30%.

Анализ показал, что ít¡>'. уменьшении положительного L (росте устойчивости), система уравнений (2. .) им^г для L два положительных или два мнимых корня. Это связано с тем. чтр значение эмпирического коэффициента р .было получено Зилитинкевичем (1970) для ограниченного диапазона изменения § (0 < ^ < 0,4). Между тем в работе ]8| было показано, что при увеличении устойчивости величина ft закономерно уменьшается. Точный вид зависимости в настоящее время не установлен, однако поскольку турбулентные потоки при больших % малы, то и точность задания {3(£) во многих случаях не суща, венна. Некоторые новые идеи о возможных параметризациях турбулентно энергообмена в случае сильной устойчивости, к сожалению недостаточно но твержденные экспериментальными данными, изложены в работе [68].

При сильно неустойчивой стратификации < -0,07) присвоение нижн му уровню измерений в уравнениях (2, 3) значения неправомочно, посконь вблизи подстилающей поверхности влияние стратификации всегда пренеб жимо мало, а основную роль играет динамическая турбулентность. В то время последняя из формул (3) не допу скает предельного перехода при г -> го нейтральной стратификации и логарифмическим профилям и и Т. Вследств этого в работе [16] была предложена двуслойная модель приводного слоя атм сферы, для валидации которой были использованы эмпирические зависимое впервые полученные Мониным и Обуховым (1954), сравнение с которыми о залось вполне приемлемым.

На основе уравнений (2, 3) в работах [27, 39] были получены форму.1 позволяющие рассчитывать турбулентные потоки тепла в приводном слое а мосферы по данным судовых наблюдений. Сравнение результатов расчета описанному выше алгоритму с оценками Н и ЬЕ по методике, разработанной Главной Геофизической Обсерватории для открытой водной поверхности, по; зало их хорошее соответствие - максимальное расхождение не превышает 30%

Отметим, что результаты расчетов по приведенным выше формулам х растеризуют турбулентные потоки, формирующиеся при наличии либо спло ного ледяного покрова, либо чистой воды. Л то же время, как будет показан ниже, относительно небольшие участки открытой воды среди льдов играют щественную роль в теплообмене между океаном и атмосферой. Тем более ва но принимать во внимание изменение сплоченности льдов при исследован процессов энергообмена в прикромочных зонах, где эта величина закономерн изменяется от 0 до 10 баллов [16]. В первом приближении это можно учес приняв гипотезу об аддитивности потоков тепла с участков подстилающей п верхности, характеризующихся различной температурой [12, 14]. В этом случа средние по площади потоки тепла рассчитываются по формулам:

Ф = ФЛЫ + Ф»(1 - К) (4 где N - сплоченность льда (в долях единицы); Ф», Фв - потоки тепла, форм румщиеся над поверхностями льда и воды.

При проведении экспериментальных работ на дрейфующих льдах радиа »ионные потоки тепла измерялись с помощью стандартных ниранометров длинноволновых радиометров. [Три исследовании процессов взаимодействия икромочных зонах дрейфующих льдов [13, 15, 39] мы сознательно отказа-ь от измерений Рир и Это обусловлено тем, что курс ледокола во льдах 1чно прокладывается через районы разводий и молодых льдов, вследствие о данные измерений Рир и И,,, полученные с его борта, не характерны для стилающей поверхности исследуемой части прикромочной зоны. Поэтому ичина Рцр рассчитывалась по измеренной Ра и данным о сплоченности ледя-I покрова:

Рир=Р(,[А,Ы + А„(1-ЫЧ (5),

А,, А„ альбедо снежно - ледяной поверхности и воды. Величина А, опреде-ась из условий конкретного эксперимента на основании данных визуальных людений за состоянием подстилающей поверхности в соответствии с рабо-и Брязгина (1959), Черниговского (1963) и Иванова, Александрова (1994).

Длинноволновый радиационный баланс рассчитывался аналогичным об-ом по данным о температурах поверхностей воды и льда с помощью извесг-параметризаций приходящей длинноволновой радиации, аналитический ор которых приведен в работе [69].

Поток тепла в снежно-ледяной покров или в воду ЕН определялся либо остаточный член уравнения (1), при этом, естественно, погрешность его нки была весьма велика, либо рассчитывался по формуле:

ЕН = ->ц(То-Т2)/(Ь1+^/Х2Ь2) (6),

Т2 - температура нижней границы ледяного покрова, - коэффициенты опроводности льда и снега, Ьь Ь2 - толщины ледяного и снежного покро-. Подробный анализ возможности использования формулы (6) для оценки приведен в работе [12].

Сформулированный выше (лгоритм, дающий возможность оценить, в ках использованных параметризаций и приближений, все основные харак-истики энергообмена приповерхностного слоя атмосферы в районах с посто-ым ледяным покровом и в прикромочных зонах морских дрейфующих ов, совместно с сконструировонным автором комплексом аппаратуры [3,12], использован при экспериме>м;щьных исследованиях в полярных районах, а же при разработке одной ш версий термодинамической модели морского «ого покрова.

Для расчета вертикальных турбулентных потоков тепла с поверхности водий и молодых льдов автором было разработано ь использовано два ме-а, базирующихся на различных физических предпосылках |2, 6, 12].

Интегральный метод основан на предположении малости горизонтальн го турбулентного обмена в приледном слое атмосферы (краевые эффекты), ст ционарности метеорологических процессов и малости фазовых и лучистых пр токов тепла в возмущенный подслой. При таких предположениях средние площади разводья вертикальные турбулентные потоки тепла могут быть оп делены через разности горизонтальных потоков тепла и влаги на его наваре ной и подветренной сторонах :

Н = Срр/Х 1>(2)(Т2(7.) - Т,(г))<1г; ЬЕ - рЦХ |а0 и(2)(Ч:(2) - Ч,(г))<1г (7) где X - ширина разводья, и(г), Т^г), Т2(г), ц1(г) - измеренные проф: скорости ветра, температуры и удельной влажности на наветренной и подв ренной сторонах разводья, а - высота, на которой влияние разводья на темпер турный режим приледного слоя атмосферы ке сказывается. Оценка погреши сти расчета потоков тепла интегральным методом, обусловленная погреши стями измерений метеорологических параметров, составляет для турбулентно потока явного тепла величину порядка 50%, скрытого - 200%.

Балансовый метод основан на предположение об адекватности механ мов турбулентного обмена теплом и влагой вплоть до подстилающей поверхн сти. В этом случае Н. и ЬЕ вычисляются из уравнения теплового баланса вер ней поверхности ледяного покрова (1). При разработке этого метода была т тельно проанализирована его погрешность, вытекающая из предположения линейности профиля, температуры в ледяном покрове (для ЕН). Анализ п грешности оценки ЕН был проведен на основании решения нестационарно уравнения теплопроводности, предложенного Дорониным (1%9), и получен1 на СП-23 экспериментальных данных о характеристиках льдов в замерзают разводье. Оказалось, что суммарная погрешность балансового метода состав ет порадка 25-35%.

1.3. Теплообмен между атмосферой и океаном в Арктическом б сейме (в районах с постоянным ледяным покровом)

Первые экспериментальные оценки турбулентных потоков тепла в пр ледном слое атмосферы над температурной неоднородностью были получе автором, совместно с группой ученых Главной Геофизической Обсерватор! на дрейфующей станции "Северный Полюс-22" |3 - 5, 12. 40}. В экспериме над искусственной полыньей с помог ью пульсационной аппаратуры, вперв примененной для таких исследований, была доказана возможность использо нн.ч разработанного автором интарального метода Средняя разность мои ичинами потоков тепла в возмущенном подслое, рассчитанной интеграль-м методом и измеренной с помощью пульсационной аппаратуры, с учетом их исимости от ширины температурной неоднородности, оцененной с помощью дели Итье и Перрье (1976), составила 1.4 Вт/м2, т.е. порядка 1% от величины 1ИХ потоков.

Основные данные о теплообмене атмосферы и океана через разводья и лодые льды были получены автором в период эксперимента на СП-23 12, 12, ]. В ходе этого эксперимента удалось проследить динамику роста льда в за-рзающем разводье и сопутствующие этому тепловые процессы на протяже-3.5 месяцев. Впервые были получены сравнительно полные количествен-е данные о величине составляющих теплового баланса ледяного покрова циной от 2 до 150 см. Проведенные параллельно теплобалансовые наблю-ния на многолетних льдах [9, 12, 40] показали существенное различие иро-ссов теплообмена на молодых и многолетних льдах (интенсивность процес-в, направление Н). Оказалось, что интенсивные- потоки тепла из океана в ат-феру на замерзающих разводьях сохраняются в течение длительного време-(порядка трех месяцев).

Рассчитанные интегральным и балансовым методами турбулентные по-ки тепла позволили определить коэффициент теплообмена (81) для расчета Н разводьями с помощью интегральных аэродинамических формул. Число нтона, определенное интегральным методом, составило = (1,7 +- 0,6)10°, чнсовым - Б1 = (1,8 +- 0,2)10"3. Оценки, проведенные на основе предложен-й Дорониным (1963, 1971) и верифицированной для разводья шириной 30 -м модели трансформации воздушной массы над температурной неоднород-гью, показали возможность использования определенного для конкретного зводья числа для расчета вертикальных турбулентных потоков тепла над водьями шириной 30-1000 м, характерными для Арктического бассейна. Это гоятельство было использовано при создании динамико-термодинамической дели морского ледяного покрова.

На основании экспериментальных данных была проведена также оценка являющих теплового баланса нижней поверхности ледяного покрова. Ока-ось, что поток тепла от нижележащих слоев океана, рассчитанный как оста-1ый член уравнения теплового баланса нижней границы ледяного покрова, авляет менее 25% потока те л через ледяной покров и потока тепла вслед-ие теплоты кристаллизации, выделяющейся при нарастании льда. Это полило сделать вывод, что роль термохалийной конвекции в формировании лодого льда, по крайней мере для исследованного разгодья - мата.

При наблюдениях над разводьем было обнаружено необычно большое зличис в температу ре поверхности молодого льда, измеренной контактным и дистанционным методами (до 9К). Это различие обусловлено формирование крупных ледяных кристаллов (ледяных цветов), образующихся на поверхно^ льда через несколько часов после замерзания разводья. Наличие большой их чающей поверхности у этих образований и малой площади теплового конт с основной теплопроводящей массой льда является вероятной причиной отл чия термического режима этих образований от термического режима поде лающей поверхности ледяного покрова. Качественно это предположение б), подтверждено сопоставлением временной изменчивости перепада темпера! между верхней и нижней границами кристаллов с изменением облачност (приходящей длинноволновой радиации).

Проведенная параллельно практически непрерывная пятимесячная сер теплобалансовых наблюдений на многолетних льдах в общих чертах подаве дила существующие представления о процессах теплообмена на таких льд Несколько меньшие, по сравнению с полученными Назинцевым (1964), знач ния среднемесячных величин турбулентного потока явного тепла обусловле учетом влияния стратификации на интенсивность турбулентного энергообме [12,68].

Все вышеизложенное относилось к описанию процессов взаимодейств атмосферы и океана с учетом структуры морского ледяного покрова в Аркгич ском бассейне в зимний период. В последние годы возрос интерес к процесс летнего разрушения морских дрейфующих льдов, в значительной степени зав сящим от воздействия и перераспределения приходящей коротковолновой р диации между различными структурными особенностями морского ледяно покрова, включая заснеженный и бесснежный ледяной покров, разводья и, ос бенно, снежницы [51,57].

Признано, что снежницы являются важным элементом арктической ю магической системы (Moritz et al, 1993). Покрывая в летний, период до 50° площади дрейфующих льдов и обладая низким альбедо [57], они поглощают несколько раз больше приходящей коротковолновой радиации, чем остальн часть снежно - ледяного покрова. Еще существеннее значение снежниц пр разрушении припайных льдов, где они являются единственным источником н рушения сплошности ледяного покрова. В ряде экспериментальных и теорет ческих работ, проведенных по инициативе и при участии автора, были получ ны качественно новые данные о спектральном и угловом распределении на правленно - полусферной отражательной способности верхней поверхнос снежниц, их интегральном альбедо [57, 61, 70] и разработана модель, о'писы вающая формирование спектрального альбедо снежницы, позволяющая оце нить перераспределение солнечной радиации между слоем воды в снежнице разукнцем ее нижнюю границу ледяном покрове по данным измерений отра-тельной способности снежницы и ее глубины [50 - 52, 70].

Модель, основанная на представлении снежницы плоско - параллельным оем воды, подстилаемым диффузно рассеивающим слоем льда, в предйЬло-ении малости рассеяния света в самом слое воды, позволила описать впервые наруженное автором скачкообразное (от 0.65 до 0.5) уменьшение интеграль-го альбедо (в диапазоне 400 - 700 нм) в начальной стадии формирования ежницы, рассчитать спектральное альбедо дна снежницы по известному аль-до ее верхней поверхности и оценить скорость радиационного прогрева вод-й толщи в снежнице и разводье под воздействием прямой солнечной радиа-I (от 2.6 К/час в слое 0.5 - 1.0 см, до 0.1 К/час в слое 30 - 40 см и порядка 02 К/сутки в слое 15-25 м).

1.4. Особенности процессов взаимодействия моря и атмосферы в нтарктике

Как было указано в п. 1.1, наименее изученными до 80-х годов остава-сь процессы взаимодействия атмосферы и океана в Южном океане, особенно зимний период. Первые оценки характеристик теплового баланса ледяного крова в районе поднятия Мод были выполнены в октябре - ноябре 1981 года борта нэс "Михаил Сомов" в период экспедиции "Уэдделл-ПОЛЭКС-81" [10, , 18]. Во время экспедиции с помощью разработанного автором комплекса аратуры, дополненного малоинерционным термозондом, позволяющим пролить контактные измерения температуры снежно-ледяной поверхности с бор-судна во время движения, и описанного выше алгоритма были измерены и ссчиганы коротковолновый и длинноволновый радиационные балансы, тур-ленгные потоки явного и скрытого тепла и, как остаточный член, поток тепла воду. При этом были выявлены основные закономерности временной (в пери, предшествующий таянию и с :о началу) и пространственной (особенности дрологического режима района поднятия Мод, приводящие, по мнению Горна (1978, 1981), к формированию квазистационарнойполыньи Уэдделла) из-нчивости упомянутых выше характеристик. Оказалось, что в период, пред-ствующий началу таяния, изменения радиационного баланса, имевшего ярко {раженный суточный ход и, ;. редне^, отрицательное значение (радиацион-|й прогрев подстилающей поверхности), находятся в про гивофазе с измене-ми турбулентных потоков тепла, направленных в среднем от подстилающей верхности в атмосферу. В период начала • таяния тякая закономерность не оявляется. В известной степени наблюдается даже синфазность радиацион-х и турбулентных потоков. Это указывает на наличие в период, предшествующий таяиию, отрицательной обратной связи между радиационным и турб лентным энергообменом.

Пространственная изменчивость составляющих энергообмена пода лающей поверхности с атмосферой характеризовалась закономерным увелич нием радиационного притока тепла к поверхности в направлении с севера юг, обусловленным уменьшением сплоченности льда в районе поднятия Мо Этот же район характеризовался максимальными турбулентными потокам*! пла, обусловленными кроме изменения сплоченности, уменьшением средне толщины ледяного покрова, и минимальным, несмотря на увеличение радиз) онного нагрева, потоком тепла от моря в атмосферу. Последнее является ко венным свидетельством возможных гидрологических процессов, обусловл вающих интенсивный поток тепла от нижележащих слоев моря к ледяному п крову и формирование в некоторые годы квазистационарных полыней.

Комплекс исследований процессов энерго-массообмена атмосферы океана при наличии ледяного покрова был выполнен в период работы дре фующей станции "Уэдделл" в западной части моря Уэдделла в феврале-ию 1992 г [43, 49]. В ходе эксперимента с помощью американских и российа приборов, показавших хорошее соответствие результатов измерений [49], бы получены оценки основных составляющих теплового баланса снежно - ледяно покрова, аналогичные оценкам, полученным ранее для Арктического бассей Это обусловлено тем, что, несмотря на су щественно меньшую среднюю тош ну льда (порядка одного метра), толщина снежного покрова в районе сташ (80 - 100 см) значительно превышала характерну ю для Центрального Арктич ского бассейна (30 - 40 см). Данное обстоятельство обусловило малые вели ны потока тепла через лед и сравнительно большой турбулентный поток ябно тепла к снежно-ледяному покрову вследствие интенсивного радиационного в холаживания.

Один из важных результатов был получен при сопоставлении даш измерений приходящей длинноволновой радиации (Ил,,), выполнявшихся н прерывно в течение всей экспедиции с помощью современных длинноволнов радиометров [49, 65, 69], и ежечасных данных о балле общей облачности. С поставление измеренных и рассчитанных с помощью параметризаций Бре (1952), Маршуновой (1961), Мэйкута и Черча (1973), Саттерлунда (1979) и нига-Лангло и Аугштайна (1994) значений проведенное в работах [54, 69], показало преимущество последней из перечисленных» параметризац Сиднее значение ошибки при ее использовании не превышало 4%, что с< ветствует погрешности измерения Поскольку' указанная параметризац была разработана на основе данных полярных станций в Арктике и Антаркт е, ее подтверждение данными наблюдений на морских дрейфующих льдах по-воляет рекомендовать эту параметризацию, имеющую вид:

Rdn=(a + bn3)crT4 Ш де а - постоянная Стефана-Больцмана; Т - температура воздуха на высоте 2 етра; п - балл общей облачности; а = 0.765, b = 0.22 - эмпирические коэффи-енты, для использования в моделях снежно ледяного покрова полярных йонов.

Наблюдения, выполненные на станции, позволили впервые получить ка-ественно новые данные о характеристиках атмосферного пограничного слоя АПС) в Антарктике [43, 45, 48, 64]. Исследования АПС выполнялись, как пра-ило, два раза в сутки методом зондирования с помощью привязного аэростата, набженного комплектом датчиков для измерения атмосферного давления, мпературы и влажности воздуха, скорости и направления ветра. Анализ точенных данных показал, что из 164 выполненный на станции зондирований -58 (более 95%) зафиксировали наличие инверсионного слоя. При этом более ем в 85% случаев нижняя граница инверсии располагалась ниже 250 м, а бо-ее 40% всех инверсий имели нижней границей поверхность моря. Мощность версий в 80% случаев не превышала 500 м, составляя в среднем величину орядка 300 м. Перепад температур в слое инверсии не превышал 20°С в основном, варьировал в пределах 0 - 10°С. Эти данные в целом соответст-уют полученным для осенне-зимнего периода в Арктике (Kahl, 1990, Serrese t.al, 1992).

Как известно, приповерхностные инверсии в полярных районах обуслов-ены процессами радиационного выхолаживания атмосферы. Анализ данных, о лученных в экспедиции, позво,*яет предположить, что роль радиационных оцессов в формировании инверсионных слоев не столь однозначна. Исследо-ние зависимости (Т^-Т^) от скорости ветра на стрежне струйного течения, лизкой к скорости ветра в свободной атмосфере, и от измеренного длинновол-ового радиационного баланса подстилающей поверхности Rg показало, что личина перепада практически не зависит от скорости ветра и тесно связана с зменением Rg. Она закономерно возрастает с ростом радиационного выхола-[вания подстилающей поверхности до 30 - 40 Вт/м2, а при дальнейшем росте в начинает столь же закономерно убывать. Такая закономерность может бьггь ъяснена коллапсом АПС вследствие вырождения турбулентности и повторим его развитием благодаря увеличению градиента скорости ветра (Вызова и др.,: 1989), а также эффектом перемежающейся турбулентности вследствие обрушения внутренних волн, распространяющихся в инверсионном слое.

• Принципиальная возможность исследования струйных течений на станций "Уэмделл" была обусловлена использованием метода аэростатного зондирования, позволившего измерять направление и скорость ветра с разрешением по высоте 10 - 20 м. Струйные течения были идентифицированы в соответствии с работой Stull (1988), согласно которой полагается, что струйное течение существует, если на профиле модуля скорости ветра имеется локальный максимум (hjet), на 2 м/с превышающий скорость ветра на выше- и нижележащих уровнях измерений. Сопоставление hj« с высотой слоя инверсии (ЬьД определенной как высота середины участка профиля потенциальной температуры воздуха (9), на котором 56/5z>2°K, и высотой АПС, рассчитанной в соответЬтвии с работой Mfaart (1981) по критическому интегральному числу Ричардсона (h^) показало, что раифеделение повторяемости hjet (среднее значение 130 м) неплохо соответствует распределениям повторяемости hmv ( среднее значение 148 м) и hRl (среднее значение 136 м). Отметим, последняя величина близка к полученному в работах [49, 59] среднему значению hw для Центрального Арктического бассейна в январе - 125 м. Скорость в стрежне струи оказалась в большей степени связана со скоростью ветра выше слоя инверсии, нежели со скоростью ветра в приповерхностном слое атмосферы (коэффициенты корреляции на высоте 500 м - 0.67, на высоте 6м- 0.49), что свидетельствует о существовании значительного турбулентного перемешивания выше уровня инверсии по сравнению с по-динверсионным слоем, где турбулентность практически подавлена.

Анализ зависимости hjet от скорости струйного течения и показал, что она во многом подобна зависимости для (Tt -Т^). Как и для этого параметра, для hjet существует некоторое критическое значение Rg, при котором высота стрежня струи достигает своего минимального значения, после которого наблюдается ее закономерный рост. Хотя роль скорости ветра в формировании hje, является существенной, особенно при малых значениях Rg, можно предположить, что механизмы, определяющие величину hjet аналогичны изложенным выше для перепада температур в инверсионном слое.

Таким образом, в результате натурных наблюдений, впервые проведенных на дрейфующих многолетних льдах западной части моря Уэдделла с использованием современной измерительной техники, были получены принципиально новые данные о структуре нижнего слоя атмосферы Антарктики. Преимущественно устойчивая стратификация, горизонтальная однородность подстилающей поверхности и отсутствие изменений ее топографии на расстоянии порядка 300 км вокруг дрейфующей станции "Уэдделл" создали уникальную зможность для исследований устойчиво стратифицированного атмосферного ограничного слоя. Самым важным из исследованных феноменов полярной ат-осферы являются струйные течения нижнего уровня, отмеченные приблизи-льно в 80% всех зондирований.

Сопоставление значений высоты АПС и перепада температур в инверси-яом слое показало их сильную и неоднозначную зависимость от интенсивно-I радиационного выхолаживания поверхности снежно-ледяного покрова, а соты АПС, и от скорости ветра в свободной атмосфере. При этом высота 1С и соответствующая ей высота струйного течечия были в среднем меньше соты инверсионного слоя иногда достигая значений 20-30 м.

1.5. Характеристики облачности Арктического бассейна и опыт их еконструкции

В заключение обзора результатов экспериментальных исследований, »еденных в районах с постоянным ледяным ¡покровом, кратко рассмотрим олученные в соавторстве с П. Н. Святценниковым [53, 60, 65, 66, 69] результа-анализа данных стандартных метеорологических наблюдений, выполненных а дрейфующих станциях "Северный Полюс - 1" - "Северный Полюс - 31" в 938 - 1991 г.г. Такой анализ стал возможным благодаря созданию Архива шых метеорологических наблюдений, опубликованного в виде лазерного ска [58].

Для исследования межгодовой и сезонной изменчивости количества обей (п) и нижней (пО облачности в Центральном Арктическом бассейне были зданы для каждого месяца каждого года временные серии данных наблюде-3 (70 серий для каждого месяца года) и получены средние значения повто-емосги различных градаций облачности. В результате было выявлена прин-тиальное различие режимов облачности в зимний и летний период; Зимой оябрь-апрель) характерно нали те двух практически равных по величине аксимумов повторяемости п - 0-2 и 8-10 баллов, обусловливающее и-разную форму указанного параметра; сравнительно большая повторяемость лачности 2-8 баллов и явное преобладание облачности среднего и верхнего усов. Летом преобладающей является повторяемость сплошной облачности, и небольшой повторяемости облачности 2-8 баллов, и преобладание облачно; нижнего яруса, обусловленное наличием холодной и ппактически изотерической подстилающей поверхности (тающий ледяной покров). • Для анализа межгодовой изменчивости п был создан однородный вре-енной ряд, охватывающий период с 1955 по 1991 г. Учитывая выявленную и-разную форму повторяемости п, что делает некорректным анализ средне-ифметических значений параметра, была исследована межгодовая изменчивость повторяемости сплошной облачности и ясного неба. В итоге был выявлен заметный отрицательный тренд повторяемости ясного неба зимой, что, вероятно, связано с ростом загрязнения Арктики, влияние которого особенно заметно в зимний период [55], и уменьшение повторяемости сплошной облачности в летний период, согласующееся с увеличением суммарной солнечной радиации в Центральном Арктическом басейне (по данным Маршуновой, Мишина, 1994). Последнее, вероятно, связано с отмеченным Дмитриевым (1994) уменьшением повторяемости меридиональных форм циркуляции атмосферы и увеличением повторяемости зональных. Выявленные особенности межгодовой изменчивости облачности следует иметь в виду при ее учете в климатических моделях морского льда, в которых обычно используются среднемноголетние значения п.

Как было отмечено в работах [65, 69], характеристики пространственно-временной изменчивости облачности в полярных районах являются наименее документированными из параметров, необходимых при моделировании морского ледяного покрова. В тоже время статистический анализ показал, что в зимний период коэффициент корреляции между температурой воздуха и баллом общей облачности составляет в среднем 0.6 при уровне значимости 0.1. Используя данное обстоятельство и имея в виду U-образное распределение повторяемости облачности, описываемое ß-распределением, и нормальное распределение для температуры был разработан статистический алгоритм, позволяющий реконструировать балл общей облачности по данным срочных наблюдений о температуре воздуха, сохраняющий вид распределения повторяемости п. Несмотря на то, что коэффициенты корреляции между наблюденной и реконструированной облачностью оказались сравнительно невелики: от 0.31 до 0.57 при уровне значимости 0.13, тем не менее разработанный оригинальный алгоритм дает результаты, сравнимые с результатами спутниковых наблюдений за облачностью (Schweiger, 1999), и может быть использован в качестве дополнительного метода, учитывая существующую сеть арктических дрейфующих буев, при анализе облачного покрова полярных районов.

2. Процессы взаимодействия атмосферы и океана в прикромояных зонах морских дрейфующих льдов Баренцева и Гренландского морей

2.1. Особенности процессов взаимодействия подстилающей поверхности с атмосферой в прпкромочной зоне Баренцева моря

Исследования физических процессов в зоне сезонной миграции морских дрейфующих льдов Баренцева моря и в их прпкромочной зоне (ПЗ), то есть части акватории шириной порядка 40 - 60 миль, расположенной непосредственно на границе лед - чистая вода (Визе, 1944), выполнялись с 1983 по 1989 год с борта научно-исследовательского ледокола "Отго Шмидт" [15] на мезо-асштабном полигоне площадью 60 х 80 миль, расположенном в северозападной частиаморя. Методика работ и основные результаты, кратко изложенные ниже, описаны в работах автора и соавторов [11, 17, 21 - 24, 39, 59].

Следует отметить, что выявление закономерностей пространственного распределения гидрометеорологических параметров и характеристик энергообмена в ПЗ с борта судна затруднено тем, что результаты отдельных наблюдений в значительной степени обусловлены влиянием внешних для этой области факторов: изменениями синоптической ситуации в районе работ и внутрисуточной изменчивостью, обусловленной нрихс ъэдей солнечной радиацией. В работе [23] для выявления характерных особенностей пространственного распределения характеристик было предложено использовать их осреднение для участков акватории полигона шириной 10 миль, параллелыых генеральному направлению кромки льда, как в глубине ледяного массива, так и на чистой воде.

Сравнение обобщенных профилей основных метеоэлементов и параметров энергообмена, полученных указанным методом, для мая и июля 1983 г. показало, что распределения температур поверхности моря и приповерхностного слоя воздуха в весенний и летний периоды были, в основном, подобны. При этом средние горизонтальные градиенты температуры поверхности (Т„) и воздуха (Т) уменьшились от 5,9*10"5 до 3,1*10"5 и от 4,6*10"5 до 3,4*10"5 К/м, соответственно, а максимальный градиент Т„ от 27,0* 10'5 до 5,4* 10'5 К/м. Это было обусловлено уменьшением альбедо подстилающей поверхности вследствие уменьшения сплоченности льда и прогревом относительно устойчивого тонкого распресненного слоя воды, образовавшегося после стаивания льда на занимаемой им в мае части полигона. Кардинальным образом изменились пространственное распределение и величины турбулентных потоков тепла. Если в мае они достигали своего абсолютного максимума мористее границы распространения льдов, а значения Н и ЬЕ на чистой воде были в 2—2,5 раза больше, чем над ледяным покровом, и составляли 60 п 45 Вт/м2, то в июле их абсолютное значение не превышало 7 Вт/ м2, а пространственно-временная изменчивость в основном обусловливалась синоптическими процессами в атмосфере.

Аналогичным образом изменились пространственные распределения облачности и длинноволнового радиационного баланса. В мае достигал минимума непосредственно на кромке и имел тенденцию к увеличению по мере продвижения вглубь ледяного массива, в соответствии с изменением облачности, имевшей два отчетливо выраженных минимума, разделенных максимумом около кромки. Напротив, весь период июльской съемки характеризовался типичной для этого времени года в Арктике сплошной облачностью, а незначи-тс.« н?.ш к л жации были обусловлены изменениями температуры и влажности воздуха и температуры поверхности моря и не обнаруживали какой-либо связи с наличием или отсутствием льдяного покрова.

Экспериментальные исследования, выполненные в 1984 г., позволили изучить гидрометеорологические процессы, протекающие в зоне сезонной миграции льдов в летне-осенний период. В июле - августе пространственная изменчивость большинства метеорологических и энергетических характеристик на полигоне, практически свободном от льда, определялась крупномасштабными синоптическими процессами в атмосфере. Величины турбулентных потоков явного и скрытого тепла составляли от -15 до 15 Вт/м2, длинноволнового радиационного баланса от 16 до 25 Вт/м2. Лишь температура поверхности воды имела значимое уменьшение с юга на север, обусловленное предыдущим зимним выхолаживанием верхнего перемешанного слоя. При этом средний градиент Т„ на ориентированном с юга на север участке полигона (32° - 33° 30' в.д.> 75° 40'- 77° 20' с.ш.) уменьшился с июля по август от 2.4* 10"5 К/м до 1.4*10"5 К/м.

В октябре отчетливо проявился переход к условиям энергообмена, характерным для зимнего периода над открытой водной поверхностью. Увеличился градиент Тп (до 2.2* 10"5 К/м). Существенно увеличились турбулентные потоки явного и скрытого тепла, направленные от подстилающей поверхности в атмосферу и составившие от 56 Вт/м2 и 57 Вт/м2 в южной и 16 Вт/м2 и 25 Вт/м2 в северной части полигона. Заметно уменьшилась облачность, что привело, в свою очередь, к увеличению в два раза радиационного выхолаживания.

Заключительный эксперимент на полигоне был проведен в декабре 1984 г. Этот период характеризовался началом интенсивного формирования ледяного покрова. На момент работ около 40 % площади исследуемого района было занято дрейфующими льдами начальных и молодых форм. Средние градиенты температуры составляли 3,5* 10"5 К/м для Т„ и 1,6* Ю"5 К/м для Т, что, однако, существенно меньше, чем в весенний период 1983 г. Такое уменьшение градиентов обусловлено, в основном, характеристиками ледяного покрова, состоявшего из начальных и первичных ввдов, температура поверхности которых близка к температуре замерзания морской воды. Значения магзимальных градиентов температур также оказались ниже, чем в весенний период: 3,0* 10"5 К/м и 10,8* 10'5 К/м для Т, 21,1* 10'5 К/м и27,0*10'5 К/м для Тп Турбулентные потоки тепла составили порядка 10 Вт/м2 над ледяным покровом и до 30-40 Вт/м2 на чистой воде. На рис. 1 приведены обобщенные гистограммы основных составляющих теплового баланса зоны сезонной миграции морских дрейфующих льдов Баренцева моря, построенные по данным натурных наблюдений.

20 о

-го -до -60 -во -100 -120 -14 0

100 во 60 40 20 о

100 80 60 40 20 О

ЕИ

Июль

Вт/м

ЕН к Ь£| кн н

ЬЕ

20 О -20 -40 -60 -во -100

Вт/м*

ЕН

ЪЕ

Август

Вт/м2

Октябрь

Декабрь

ЕН

ЬБ

Вт/м2 Декабрь вода) к»0

ВО О

40 20 О

Вт/м Декабрь (лсд)

ЕН

Рис. 1. Гистограммы средних значений составляющих теплового баланса поверхности Баренцева моря в зоне сезонной миграции морских дрейфующих льдов.

Следует отметить, что весенний эксперимент 1983 .г. и зимний - 1984 г. были проведены в противоположных фазах сезонной эволюции ледяного покрова. Наблюдения, выполненные весной 1983 г., проводились в период начала таяния льдов и отступления кромки. Исследования, выполненные зимой 1984 г. - в фазе фоомирования ледяного покрова и смещения кромки дрейфующих льдов к югу. В первом случае ледяной покров был представлен в основном однолетними льдами различной толщины, во втором - начальными и молодыми видами льдов. Отличался и характер изменения сплоченности ледяного покрова. Весной она закономерно увеличивалась по мере продвижения вглубь ледя ного массива. Осенью ледяной покров сплоченностью 8-10 баллов формиро вался непосредственно на кромке. В целом, рассматривая изменение ochobhi метеорологических параметров и характеристик энергообмена на полигон расположенном в зоне сезонной миграции ледяного покрова, можно отмети! что их пространственйо-временное распределение, "зашумленное" синоптиче скими процессами в атмосфере, сохраняет основные особенности, обусловлен ные наличием льда в зимний период! При этом летом наблюдается законом^ ное ослабление контрастов основных характеристик, вновь увеличивающихс при переходе от осени к зиме. В декабре, в период формирования ледяного п крова, восстанавливается и прикромочная зона морских дрейфующих льдов присущими ей характеристиками. <

2.2 Особенности энерго-массообмена моря с атмосферой в северно части Гренландского моря

Исследования, выполненные в Баренцевом море, позволили описать ха рактер энергообмена и изменчивость метеоэлементов в прикромочной зоне, ле дяной покров которой формируется, в основном, процессами in situ. Натурны исследования, выполненные в осенне-зимний период в северной части Грен лащккого моря, дали возможность получить сведения об упомянутых характе ристиках для ПЗ, ледяной покров которой формируется главным образо вследствие адвекции многолетних льдов из Арктического бассейна.

В районе пролива Фрама были проведены два эксперимента: осень 1984 г. и зимой 1986 г. Несмотря на сложную синоптическую обстановку, в пе риод первого эксперимента удалось выделить два временных интервала при мерно равной продолжительности, в течение которых судно находилось в льдах и на чистой воде вблизи кромки при одинаковых метеорологических ус ловиях. Это позволило оценить относительную интенсивность процессов энер гообмена в обеих частях ПЗ. Осредненные значения (х) и средние квадратиче ские отклонения (стх) метеорологических параметров и составляющих тепло баланса для выбранных временных интервалов приведены в тгблице.

Обращают на себя внимание очень большие значения потоков тепла чистой воде, составляющие не менее 50 % от значений соответствующих пото ков, формирующихся над локальными разводьями в АБ в зимний период [12] При этом, в отличие от Арктического бассейна, в исследованном районе суще ственную ро ль играет вертикальный турбулентный поток скрытого тепла, зиа чение которого, обусловленное более высокой температурой поверхности моря больше, чем над разводьями.

Сравнительные характеристики теплообмена между атмосферой и океаном в прикромочной зоне Гренландского моря в период осеннего эксперимента 1984 г.

Параметр Чистая вода Ледяной покров

X X

Т 1 в -9.8 2.2 -10.2 3.7 и, м/с 7.2 2.8 6.8 2.3 п, баллы 6.9 2.5 7.3 2.4

Н, Вт/м2 175 ">8 54 46

ЬЕ, Вт/м2 101 34 23 27

И*, Вт/м2 53 22 53 27

0, Вт/м2 322 104 130 73

При анализе особенностей процессов энергообмена было выявлено, что пространственная изменчивость вертикальных турбулентных потоков явного и скрытого тепла существенно зависит от направления ветра относительно кромки. Это позволило автору, совместно с Б. В. Ивановым, разработать параметрическое описание распределения интенсивности турбулентных потоков, аналогичное предложенному Китайгородским и Миропольским (1970) для верхнего квазиоднородного слоя океана. В работах [31, 32, 39] распределение турбулентных потоков в приледном слое атмосферы описано в безразмерных переменных Н и г|:

Н'(т1) = (Н(х)-Нл)/(Н,.Ня), г, = х/Ьт (9), где х - пространственная координата, отсчитываемая от точки в глубине ледяного массива, где пространственной изменчивостью турбулентных потоков тепла можно пренебречь; Ьго - типичная протяженность прикромочной зоны; Нл, Н„ Н(х) - вертикальные турбулентные потоки тепла, формирующиеся над ледяным покровом в глубине ПЗ, на ее внешней границе и непосредственно в ПЗ.

На рис. 2 представлены зависимости Н'(л) полученные для случаев, когда ветер направлен со льда на воду и с чистой воды вглубь ледяного покрова. Как ввдно из рисунка, распределение нормированных турбулентных потоков носит закономерный характер, связанный с трансформацией АПС в прикромочной зоне. Математическая модель такой трансформации для случая переноса воздушной массы со льда .на чистую воду, неплохо воспроизводящая полученную экспериментально зависимость была разработана автором совместно с В.Ф. Тию гевым и валидирована по данным уникального самолетного эксперимента, выпа шек),, го в. прикромочной зоне Баренцева моря осенью 1988 г [32, 46].

Рис.2. Щт}) при ве. ре, направленном со льда на воду (а) и с воды на лед (б). Для оценки интегрального турбулентного потока тепла в прикромочной зоне, необходимого для учета в моделях общей цирку ляции атмосферы и океана, для которых ПЗ является подсеточкым масштабом, значение имеет не сама функция Н'(г|), а ее интегральная безразмерная характеристика а, названная, по аналогии с работой Китайгородского и Миропольского (1970), параметром ав-томодельности: 1 а = |#'07М7 (Ю), о

Из формул (9,10) следует: а = (Н'-Ня)/(Нв -Ня) (11), где

- средний турбулентный поток гепла в прикромоч0 ной зоне.

Расчеты по формуле (10) по натурным данным позволили оценить величину а. В случае переноса воздушной массы со льда на воду а = 1,5, при ветрах с воды на лед а = 0,6. Использование интегрального параметра а позволяет оценивать суммарный вклад ПЗ в энергообмен моря с атмосферой при различных синоптических ситуациях по данным о турбулентных потоках тепла над чистор водой и над льдом в глубине ПЗ и ее типичной ширине. Л

2.3. Особенности формирования гидрологического режима в при-кромочных зонах Баренцева и Гренландского морей

Основой формирования гидрологического режима ПЗ, описанного в работах [ 13, 17, 23, 35, 37, 42], является резкое изменение условий теплообмена на границе морской ледяной покров - чистая вода. В результате в летний период под льдом долго сохраняется слой холодных вод зимнего происхождения. В тоже время на чистой воде формируются водные массы с положительными температурами. Усиление таяния, интенсивность которого в большой степени зависит от сплоченности льда, приводаг к значительному распреснению подледного слоя воды. В результате у кромш формируется зона значительных градиентов температуры (Т), солености (8) и плотности воды, скорости течений. Характерные величины градиентов температуры и солености: 5.4* 10"5 К/м и 1.1*10"5 °/оо /м. Ширина зоны максимальных градиентов Т и Б составляет, как и величина зоны максимального турбулентного энергообмена, порядка 30 - 40 миль, что подтверждает взаимообусловленный характер формирования при-ледных слоев атмосферы и океана.

Векторы скорости геострофических течений в поверхностном слое моря, рассчитанные по методике, предложенной Павловым и др. (1978), на основе данных о Т и Б, полученных в период весенней съемки 1983 г., приведены на рцс.З. Как видно из рисунка, максимальные скорости течений сосредоточены вблизи кромки льда, а их направление в основном параллельно ее распространению, В покрытой льдом части ПЗ в поверхностном слое моря формируется антициклоническая циркуляция со скоростью течения 2-4 см/с, обусловленная расположенным во льдах сплоченностью 4-6 баллов минимумом солености поверхностных вод. Происхождение последнего объясняется тем, что при указанной сплоченности таяние с боковых поверхностей льдин вследствие поглощенной солнечной радиации еще достаточно интенсивно и, в тоже время, количество тающих льдов на единицу плошади уже достаточно велико. Ширина зоны распреснения в среднем составляет 20 миль, глубина - до 40 м. При общем понижении температуры воды вглубь кромки такое распределение солености приводит к формированию водных масс пониженной плотности, которые и определяют появление антициклонической циркуляции, являющейся, вероятно, обязательным элементом,структуры ПЗ в весенне - летний период.

Следует отметить, что кроме характерных для всех прикромочных зон морских дрейфующих льдов особенностей гидрометеорологических процессов, были выявлены и региональные различия в форме и интенсивности их протекания. В Баренцевом море положение границы дрейфующих льдов во многом определяется системой перемежающихся теплых и холодных течений (например,

Атлас Северного Ледовитого океана, 1978). При этом кромка более смещена югу в районах холодных течений. Данные о вертикальном распределении тем пературы воды на разрезах, перпендикулярных кромке показали, что наличи теплого приповерхностного течения приводит к оттеснению охлажденно вследствие таяния подледного слоя воды и, соответственно, к более интенсив ному таянию льда снизу. В тоже время прослойка воды, характерная для облас ти распространения холодного течения, препятствует передачи тепла от атлан тических вод к ледяному покрову, замедляя скорость его таяния.

Рис. 3. Схема течений в поверхностном слое моря.

1) кромка льдов, 2) 4 см/с,3) 2-4 см/с, 4) 2 см/с.

В Гренландском море, положение кромки льдов в значительной степей определяется интенсивностью выноса ледяных полей из Арктического бассей Восточно - Гренландским течением и воздействием теплого Западно - Шпиц бергеиского течения (ЗШТ). В этом регионе роль подледного слоя моря в фор мировакии ПЗ проявляется особенно сильно. При этом наиболее отчетли влияние адвекции тепла течениями выражено в восточной части пролива Фра ма, районе непосредственного контакта теплых вод ЗШТ и дрейфующих на ю льдов. Оценки потока тепла от моря к ле дяному покрову на стрежне ЗШТ был проведены в работах [37, 42] на основе данных крупномасштабной гидрологи

0 Гил, 1 э 2 О- 3 -— * сской съемки доступной для плавания части акватории пролива Фрама, вы-олненной в мае 1989 г. Поток тепла от перемешанного слоя моря к поверхно-и был рассчитан на основе оценки членов уравнений баланса тепла и соли, а [екватность полученных значений - подгверждена с помощью уравнения ба-анса массы льда и ква шстационарности положения кромки льдов в иссл^дуе-юм районе, несмотря на то, что южная составляющая дрейфа льда в исследуе-ом районе составляет, согласно Винье и Финекосса (1986), 6.5 см/с.

На основе уравнения баланса тепла величина потока тепла от моря к ижней поверхности льда оказалась равной 1600 Вт/м2, на основе уравнения аланса соли - 700 Вт/м2. Используя д? ше о величинах потоков и предпола-я, что выносимый из Арктического бассейна лед толщиной 2 м полностью та-в зоне шириной 15 км, то есть зоне, где наблюдались наибольшие изменения ¡пло- и солесодержания деятельного слоя моря, Сыли получены оценки возможной скорости выносного дрейфа, соответствующие стационированию положения кромки. Эти оценки составили 5.6 см/с и .3.5 см/с, что неплохо соответствует экспериментальным данным о дрейфе.

Таким образом, в результате проведенных натурных исследований были получены принципиально новые экспериментальные данные о процессгх взаимодействия в прикромочных зонах морских дрейфующих льдов, имеющие как самостоятельное научное значение, так и необходимые для валидации моделей формирования ледяного покрова в этой, наиболее динамичной области морского ледяного Пвкрова полярных областей.

3. Моделирование процессов взаимодействия атмосферы н океана и формирования морского ледяного покрова Арктического бассейна.

В самом общем виде задача о формироваь.ш однородного морского ледяного покрова и связанных с ним процессов энергообмена между атмосферой и океаном может быть формализована в виде следующей системы уравнений [19,20,39,62,63]: дТ д , дТ с.р,—« - — А, — " («) дТ д (?Т с граничными условиями . дГ

Т0<273.15К, Ь,

ЯГ . . 0Т

Л ^ - Л ск

1=^-0

Р = Т0<273.05К, Ь,=0, дИ2 дТ цр2 а " Ъъ еь2 . ат дг

Ь2р2 -г- = А.

14)

15)

16) (17) а

2=ьг+р> Т0 >273.05К, Ь, = О (18)

Ц^о* (19) где индекс 1 = 1,2- обозначает характеристики снега или льда; Ъ, - толщина; с, -теплоемкость; р, - плотность; X,- теплопроводность; Т(г) - температура снежно-ледяного покрова, Т0 - температура верхней поверхности; 1 - мощность тепловых источников во льду; Р = Н + ЬЕ + {Ц + Р,ь - суммарный поток тепла на границе снег (лед) - атмосфера; Н, ЬЕ - вертикальные турбулентные потоки явного и скрытого тепла; , Р,ь - длинноволновый и коротковолновый радиационные балансы; Ь, - удельная теплота плавления; Р0 - поток тепла от нижележащего слоя моря.

Сформулированная выше модель была реализована в полном объеме в работе [71], посвященной исследованию теплового баланса Арктического бассейна по данным, полученным в ходе специального эксперимента на дрейфующей станции "Северный Полюс - 4" (Назинцев, 1963). Однако, при проведении климатических исследований, в условиях недостаточности информации о внешних метеорологических параметрах и необходимости интегрирования на длительный срок желательно использовать более простую модель.

Как было показано в работе [12], в случае квазистационарности процессов на границах снежно-ледяного покрова и пря условии постоянства теплофи-зических свойств льда и снега и отсутствия тепловых источников, из уравнений (12), (13), (16) следует, что распределение температуры во льду близко к линейному, а поток тепла через снежно-ледяной покров можно рассчитывать по формуле (6). Ка этом основании в работе [33] была сформулирована нульмерная термодинамическая модель морского ледяного покрова, основой которой, в соответствии с уравнениями (12 - 19), яв.чяются уравнения теплового баланса верхней и нижней поверхностей снежно - ледяного покрова. Для определения турбулентных потоков тепла в модели использованы либо интегральные аэродинамические формулы либо алгоритмы, описанные в подразделе 1.2 и работах [68, 69]. Длинноволновый радиационный баланс описывается формулами, приведенными в подразделе 1.4. Расчет коротковолнового радиационного баланса производится либо по формуле Зиллмана (1972), либо с помощью параметризации Шайна (1984). Модель построена по блочному принципу, в ней рассматривается шесть режимов энергообмена, характерных для различного состояния верхней поверхности снежно - ледяного покрова или открытой водной поверхности (в модели океан представлен перемешанным слоем воды постоянной толщины, которая является варьируемым параметром).

В работах [33, 34, 39] подробно исследована чувствительность модели к внешним параметрам и степень соответствия описываемой ею временной изменчивости снежно - ледяного покрова - имеющимся натурным данным как для Центрального Арктического бассейна, так и прикромочной зоны Баренцева моря, где, как следует из раздела 2, положение кромки в основном определяется процессами взаимодействия in situ. Показано, что модель качественно верно описывает внутригодовую изменчивость вертикальных турбулентных потоков явного и скрытого тепла, сезонное изменение положения кромки льда, начало и окончание таяния льда, величину стаивания с верхней и нижней границ многолетнего ледяного покрова. Все это позволило считать разработанную нульмерную квазистационарную термодинамическую модель морского льда достаточно адекватно описывающей внутригодовую изменчивость характеристик морского ледяного покрова и обусловливающих ее процессов взаимодействия атмосферы и океана. Вследствие этого модель была использована в качестве блока полной динамико-термодинамической модели ледяного покрова Арктического бассейна (АБ) [28], а также для проведения ряда самостоятельных численных экспериментов.

В ходе одного из таких экспериментов, выполненного на упрощенной версии модели, была оценена роль льдов различной толщины в формировании теплового баланса поверхности АБ в зимний период [2, 6, 12]. При этом были использованы гистограмма функции распределения льдов по толщине g(h), предложенная Трондайком и др. (1975), и менее подробные, но дающие более широкий географический охват гистограммы g(h), полученные сотрудниками ААНИИ Ю А. Горбуновым, В. В. Бородачевым, В. И. Шильниковым. С использованием этой информации в работе [12] были построены гистограммы нормированных на единиц)' площади вкладов потоков тепла со льдов различней толщины и гистограммы основных характеристик теплового баланса ледяного покрова ряда районов АБ для среднего, минимального и максимального количества молодых льдов и чистой воды.

Результаты расчетов Н и ЕН с использованием функции предложенной Трондайком и др. (1975), показали, что турбулентный поток явного тепла с молодых льдов толщиной до 80 см, занимающих всего 12 % общей площади ледяного покрова, составляет по абсолютной величине более 50 % турбулентного потока явного тепла, формирующегося над многолетними льдами, и имеет противоположное направление. Таким образом, молодые льды препятствуют выхолаживанию полярной атмосферы. При этом основной вклад в формирование положительного турбулентного потока явного тепла вносят льды толщиной 20 - 40 см, количество которых достаточно велико, а положительная величина Н еще значительна. Большую роль играют молодые льды в формировании среднего потока тепла через ледяной покров. Здесь их вклад превышает суммарный поток тепла через многолетние льды, площадь которых составляет 88% общей площади. Если образование разводьев не приводит к интенсификации теплообмена между нижней поверхностью ледяного покрова и теплыми нижележащими водами Северного Ледовитого океана, что частично подтверждают результаты наблюдений, выполненных на дрейфующей станции "Северный Полюс -23" (подраздел 1.2), то это означает, что именно сравнительно небольшие участки молодого льда играют основную роль в его среднем приросте за зимний период. Надо отметить, что аналогичный вывод на основании феноменологической модели формирования ледяного покрова АБ был сделан Алексеевым и Бузуевым (1974).

Расчеты на основе гистограмм ААНИИ показали, что наиболее интенсивные вариации потоков тепла в зимний период, обусловленные изменением количества молодых льдов, наблюдаются в шельфовых морях Северного Ледовитого океана (Баренцевом, Карском, Восточно-Сибирском, Лаптевых), и прилегающих к ним районах центральной части Арктического бассейна. Здесь изменение количества молодых льдов может приводить даже к смене знака средней величины вертикального турбулентного потока явного тепла и к очень большой амплитуде изменений потока тепла через лед. В :>тйх же районах существенную роль играет и вертикальный турбулентный поток скрытого тепла.

Для восточной части Северного Ледовитого океана и приполюсных районов эти изменения существенно меньше. В некоторых из районов изменение турбулентного потока явного теши составляет лишь 10% от его среднего значения. Для этих районов изменения радиационного баланса и турбулентного потока скрытого тепла, величина которого также невелика, весьма незначительны. Однако, даже здесь изменения малого по абсолютной величине количества молодых льдов приводягг к изменению пел ока тепла через лед на 15-20 %. Если принять гипотезу? о незначительности увеличения потока! тепла от океана, вызванного процессами осолонения поверхностных вод при интенсивном намерзании льда (что, вероятно, соответствует действительности для районов, удаленных от стационарных заприпайных полыней), то это означает, что даже небольшое изменение площади разводьев и молодых льдов вызывает существенное увеличение или уменьшение количества вновь образовавшегося льда.

На основе нульмерной модели был выполнен ряд численных экспериментов по оценке чувствительности модельного ледяного покрова к различным параметризациям приходящей коротковолновой и длинноволновой радиации [41, 65, 69], к возможным изменением тимата Арктики (увеличение среднегодовой температуры воздуха и количества твердых осадков) [34, 36, 38, 39] а также к катастрофическому аэрозольному загрязнению атмосферы [29, 30].

Упомянутые эксперименты показали, что л дяной покров сравнительно мало чувствите ен к различным параметризациям радиационных потоков тепла, или, в общем смысле, к относительно небольшим вариациям радиационного режима атмосферы. Это связано с наличием отрицательных обратных связей (в зимний период) между турбулентными и радиационными потоками тепла. Экспериментальные исследования, выполненные на дрейфующей станШ'И "Уэд-делл" подтвердили наличие обратной связи между Ни^а проведенные в период экспедиции "Уэдделл-ПОЛЭКС-8Г - межцу Н и РзЬ. Было также выявлено, наиболее критичным периодом для формирования ледяного покрова является весна (май - июнь), когда небольшое увеличение радиационного притока тепла может вызвать резкое уменьшение альбедо подстилающей поверхности и, как результат, более раннее таяние снежного покрова (положительная обратная связь). Альбедо вообще один из наиболее критичных параметров теплового режима морского льда. Его увеличение для нетающего снега с 0.81, как это принято в основном варианте модели, до 0.85 приводит к отсутствию таяния модельного снежно - ледяного покрова в течение всего годы. В тоже время понижение альбедо снега до 0.2, что может произойти в случае катастрофического аэрозольного загрязнения атмосферы [29], приводит к практически полному исчезновению льда в Арктическом бассейне.

Для оценки чувствительности ледяного покрова к "увеличению температуры воздуха в течение всего года на 2К, характерному, согласно Захарову (1981), для условий температурного оптимума, и к увеличению интенсивности твердых осадков в 2 раза на модели были выполнены расчеты сезонной изменчивости снежно-ледяного покрова для гипотетического разреза, северная оконечность которого находилась на 82° с.ш., южная - на 74° с.ш. Сравнение ре-зу.чгыагов расчетов сезонной изменчивости толщины льда и характеристик энершео.мсна подстилающей поверхности с атмосферой по среднемноголетним данным о температуре воздуха и интенсивности выпадения осадков с результатами, полученными при увеличении температуры воздуха (эксперимент 1) и интенсивности выпадения осадков (эксперимент 2), выявили резкое отличие между ними.

Эксперимент 1 показал, что при увеличении температуры воздуха существенно изменяются характеристики пространственно - временной изменчивости толщины ледяного покрова, особенно в осенний и весенний период. На всем разрезе ледяной покров приобретает сезонный характер. Значительно позже начинается ледообразование и раньше - исчезновение льда. Характерные осенние максимумы Н и ЕН распространяется до северной оконечности разреза и составляют порядка 100 Вт/м2.

При увеличении интенсивности выпадения твердых осадков (эксперимент 2) происходит заметное уменьшение толщины льда, достигающее на 82° с.ш. величины 0.7 - 0.9 м. Оно максимально в конце зимы, что обусловлено уменьшением скорости нарастания льда снизу вследствие увеличения теплоизолирующего влияния снежного покрова. Аномальное количество снега в свою очередь влияет на продолжительность периода таяния льда сверху. В результате величина стаявшего с верхней поверхности льда, как и продолжительность периода таяния, несколько сокращается. Тем не менее замедление нарастания льда в зимний период приводит к отрицательной аномалии толщины льда в течение всего годового цикла. Увеличение осадков приводит к гораздо более сильному выхола5киванию поверхности снежно - ледяного покрова зимой и, соответственно, к большему отрицательному Н. При этом ЕН заметно уменьшается.

Для климатических исследований представляет интерес широтное изменение среднегодовых потоков тепла. Результаты численных экспериментов, описанных в работе [38], показали, что среднегодовые значения вертикальных турбулентных потоков явного и скрытого тепла закономерно уменьшаются с юга на север. При этом особенно сильно уменьшается ЬЕ, что связано с широтным понижением температуры воздуха и, соответственно, давления насыщающих паров при практически постоянной относительной влажности. Поток тепла через снежно - ледяной покров, напротив, имеет слабый рост к северу, обусловленный увеличение перепада температур между верхней и нижней границами ледяного покрова. Модельное увеличение среднегодовой температуры воздуха привело к увеличению среднегодовых значений Н и ЬЕ, особенно выше 85 с.ш. Очевидно, что это должно способствовать большему прогреву, или уменьшению выхолажьзания, полярной атмосферы. Таким образом, в районе сезонной миграции морских льдов реализуется положительная обратная связь, являющаяся, возможно, важным климатообразующим фактором. •

Рассмотренные выше примеры численных экспериментов, выполненных с помощью термодинамической модели морского льда продемонстрировали ее возможности для описания процессов взаимодействия между атмосферой и океанам в полярных районах при априорно заданном распределении характеристик ледяного покроза или для огдельных районов, где формирование ледяного покрова в основном обусловлено процессами in situ. В тоже время очевидно, и обзор результатов моделирования морского льда в задачах исследования климата, выполненный в работах [19, 20, 36], это наглядно показал, что наиболее перспективным является путь создания совместных динамико - термодинамических моделей морского льда. При этом, если учет тепловых процессов, обусловливающих само наличие ледяного покрова, очевиден, то необходимость учета дрейфа льда при моделировании климата вы гкает из следу ющих обстоятельств. Во - первых, движение льда осуществляем перенос количества движения от атмосферы к океану', в значительной степени определяя поле скорости приповерхностных течений. Во - вторых, неоднородности поля скорости дрейфа приводят к деформированию ледяного покрова, в результате которого практически на любом его участке существуют льды различной толщины (от разводий до торосов), что, как было показано выше, обусловливает изменение массы льда, вследствие более быстрого нарастания в зонах тонких льдов, и интенсивность теплообмена океана с атмосферой. В - третьих, дрейф льда означает его перенос из одного из районов в другой. Это особенно важно при расчете баланса массы льда и пресноводного баланса Арктического бассейна в целом, поскольку, в отличие от неподвижного ледяного покрова, прирост льда в данной точке в течение годового цикла может существенно отличаться ог нуля даже при достижении ледяным покровом всего Арктического Бассейна стационарного режима. Все приведенные выше соображения привели, по инициативе Ю. В. Николаева, к формулировке [20], а затем и разработке, совместно с Шутилиным С. В., климатической динамико - термодинамической модели морского ледяного покрова Арктического бассейна [25, 28,44,67].

Основными уравнениями модели являются: стационарное уравнение баланса импульса, квазистационарное уравнение сохранения энергии, описывающее тепловые процессы в ледяном покрове (основой этого уравнения является алгоритм, изложенный в подразделе 1.2) и нестационарное уравнение баланса массы льда. Ледяной покров в каждой точке пространства описывается средней толщиной ровного льда, толщиной торосов, высотой снежного покрова и относительными площадями, занятыми ровным и всторошениым льдами и участками открытой воды. Кроме этого рассчитываются основные параметры взаимодействия г:> госферы и океана, включая турбулентные и радиационные потоки тепла, поток тепла через снежно - ледяной, покров, поток тепла от океана к нижней границе льда, обусловленный поглощенной в разводьях солнечной радиацией, температуры верхней поверхности снежно - ледяного покрова, разводий и верхнего слоя океана, представленного в модели перемешанным слоем постоянной глу бины. Модель имеет пространственное разрешение 200 км и интегрируется по времена методом крупных частиц с шагом 24 часа.

В качестве внешних параметров модели используются ежедневные про-интерполированные данные о температуре приповерхностного слоя атмосферы и приземного атмосферного давления (в настоящее время создан архив данных, охватывающий период с 1957 по 1997 г.), а также заимствованные из Атласа Северного Ледовитого океана и проинтерполированные в узлы сетки климатические значения балла общей облачности, интенсивности выпадения твердых осадков и относительной влажности воздуха. Кроме этого, поскольку модель не описывает адвективные процессы в океане, чрезвычайно важные, как было показано выше, для районов Гренландского и Баренцева морей, для этих акваторий задана матрица постоянных потоков тепла от нижележащих слоев океана, построенная на основе результатов совместной модели Хиблера и Брайена (1989).

Надо отметить, что модель находится в процессе непрерывного совершенствования. Однако первые результаты продемонстрировали [67,71], что она достаточно близко к реальности воспроизводит распределение толщин и сплоченности ледяного покрова, температурный режим разводий и верхней поверхности снежно - ледяного покрова и поток тепла к нижней поверхности льда, имеющий, как было показано в работе Мэйкута и Мак-Фи (1995), сезонную изменчивости, обусловленную количеством поглощенной подледным слоем воды солнечной радиации. Также соответствуют данным наблюдений величины турбулентных потоков тепла и длинноволнового радиационного баланса и величины ледообмена между шельфовыми морями и Арктическим бассейном.

В настоящее время планируется использовать новую версию модели для изучения климатической изменчивости Арктического бассейна за последние 40 лет, а также для выполнения более подробных, чем было изложено выше, экспериментов по чувствительности арктическою морского ледяного покрова к возможным климатическим изменениям.

Заключение

Основными научными результатами диссертационной работы являются:

1. С помощью оригинального комплекса аппаратуры, интегрального и балансового методов оценки потоков тепла над разводьем и базирующегося на полуэмпирической теории Монина - Обухова алгоритма расчета турбулентных потоков тепла по данным градиентных и профильных наблюдений в приповерхностном слое атмосферы получены наиболее полные данные о характеристиках энергообмена океана и атмосферы через разводья и многолетний ледяной покров. Вьивлено, что интенсивные потоки тепла, составляющие в начальный период су ществования разводья в личины порядка 230 Вт/м2, 70 Вт/м2 и 350 Вт/м2 для турбулентных потоков явного и скрытого тепла и потока тепла через лед, сохраняют свое отличие от потоков тепла через йноголетние льды более 3 месяцев. За этот период возможный прит ж тепла от океана к нижней поверхности за юрзшего разводья не превышает 20-25% ог притока тепла, обусловленного теплотой кристаллизации, выделяющейся при нарастании льда.

2. Соответствие полученных экспериментальных данных о турбулентном энергообмене локального разводья с атмосферой результатам расчетов по модели трансформации воздушной массь1 над локальной температурной неоднородностью показало возможность использовать полученный в экспериментах постоянный коэффициент теплообмена = 1.8* 10'3) доя оценок турбулентного потока явного тепла (Н) для разводий шириной от 20 до 1000 метров.

3. Экспериментальные исследования, проведенные на дрейфующих льдах в море Уэдделла:

• выявили максимальные значения турбулентных потоков тепла и минимальные - потока тепла в море в районе поднятия Мод;

• позволили получить статистические характеристики основных параметров струйных течений нижнего уровня и инверсионного слоя антарктической атмосферы и выявить зависимость перепада температуры в инверсионном слое и высоты стрежня струйного течения от длинноволнового радиационного баланса подстилающей поверхности и скорости ветра в свободной атмосфере;

• выполнить валидацию эмпирических формул, используемых для описания приходящей длинноволновой радиации в моделях морского ледяного покрова и рекомендовать для использования в та;шх моделях формулу, разработанную Кениг-Лангло и Аугатайном,

4. Н? основе обобщения результатов экспедиционных исследований, проведенных в 1983 - 1988 годах в прикромочных зонах Баренцева и Гренландскою морей:

• получены основные закономерности пространственно-временной изменчивости основных метеорологических характеристик и параметров энергообмена приповерхностного слоя атмосферы с поверхностью моря;

• установлена универсальная зависимость интенсивности турбулентных потоков тепла от направления скорости ветра относительно кромки льдов, воспроизведенная численной моделью трансформации пограничного слоя атмосферы для случая переноса воздушной массы со льда на чистую воду, показавшей также возможность существования локального минимума скорости ветра и конвергенции льдов непосредственно у кромки;

• выявлены условия возникновения в весенне-летний период антициклонической циркуляции в поверхностном слое вод за кромкой, во льдах сплоченностью 4-5 баллов;

• уценена величина потока тепла от моря к подстилающей поверхности в районе непосредственного юмггакта Западно - Шпицбергенского течения и дрейфующих льдов, составляющая от 800 до 1600 Вт/м2.

5. Разработана модель формирования спектрального альбедо снежниц, объясняющая экспериментально обнаруженное явление скачкообразного уменьшения альбедо верхней поверхности бесснежного ледяного покрова при формировании на ней тонкого слоя воды, и позволяющая косвенно оценивать альбедо образующего ее дно ледяного покрова и радиационный прогрев водной толщи в снежнице и нижележащего льда вследствие поглощения прямой и рассеянной солнечной радиации.

6. На основе Архива данных стандартных метеорологических наблюдений, выполненных на дрейфующих станциях "Северный Полюс-1" - "Северный Полюс-31":

• выполнен анализ внутримесячной, сезонной и межгодовой изменчивости балла общей и нижней облачности, показано, что в зимний периоч распределение повторяемости облачности различной бальности имеет ярко выраженный и - образный характер, описываемый р - распределением;

• выявлены отрицательные тренды повторяемости ясного неба зимой и пасмурного - летом;

• разработан алгоритм частичного восстановления информации об облачности по данным о температуре приледного слоя атмосферы.

7. С помощью квазистационарной нульмерной термодинамической модели однородного снежно-ледяного покрова, воспроизводящей сезонную изменчивость толщины льда и параметров взаимодействия ледяного покрова с атмосферой, в зависимости от возрастного состава льдов, показано, что в Центральном Арктическом бассейне амплитуд ! изменений осредненного по льдам различного возраста вертикального турбулентного потока явного тепла составляет величину порядка 10%, а суммарного потока тепла через лед -15-20 %. Эксперименты по изучению чувствительности моделей такого класса к различным методам описания облачности и параметризациям приходящей длинноволновой и коротковолновой радиации позволили подтвердить экспериментально установленные отрицательные обратные свази между турбулентными и радиационными потоками тепла, а также оценить реакцию морского ледяного покрова на возможные климатические изменения основных параметров приповерхностного слоя атмосферы и ее аэрозольное загрязнение, которое в принципе может привести к исчезновению постоянного морского ледяного покрова.

8. Разработана современная климатическая динамико-термодинамическая модель морского ледяного покрова Арктического бассейна. Выполненные с помощью модели расчеты распре теления толщин льда в Арктическом бассейне, как и оценки переноса льдов между Арктическим бассейном и арктическими морями показали качественное соответствие имеющимся натурным данным.

Список работ, опубликованные по теме диссертации:

1.0 постановке наблюдений за потоками тепла и влаги, таянием и нарастанием льда на поверхности разводий и молодых льдов в Арктическом бас-сейне//Труды ААНИИ, т.321, 1975, с. 143-147 (соавторы Алексеев Г.В., Заблоц-кий Г. А.).

2. Теплообмен между атмосферой и океаном в Арктическом бассейне через льды различной толщины/ЛГруды ААНИИ, т.347, 1977, с.68-74.

3. Экспериментальные йсследования приземного слоя атмосферы з высоких широтах Арктики/УТруды ГГО, вып. 399, 1977, с. 10-19 (соавторы Бори-сенков Е.П., Грушин С.И., Заблоцкий Г.А., Преображенский Л.Ю).

4. Опыт экспериментального исследования влияния полыней и разводий на энергообмен моря с атмосферой в высоких широтах'/Труды ГГО, вып. 399, 1977, с.64-70 (соавторы Борисенков Е.П., Преображенский Л.Ю.).

5. Исследования теплообмена между атмосферой и океаном в Центральной Арктике//Тезисы докладов 1 съезда советских океанологов, вып.1, М.: Наука, 1977, с. 204-205.

6. Теплообмен между7 атмосферой и океаном через .льды различной толщины//Автореферат диссертации на соискание ученой степени кф.-м.н., Ротапринт ААНИИ, 1979, 19 с.

7. Параметризация процессов теплообмена между атмосферой и океаном через льды различной толщины//Труды ААНИИ, т.383, 1982, с.77-91.

8. О характере изменения эмпирических коэффициентов, используемых при описании приземного слоя атмосферы/ЛГруды ААНИИ, т.383, 1982, с. 106109 (соавтор Священников П.Н.).

9. Тепловой баланс многолетних льдов (по данным эксперимента на станции "Севеёрный полюс 23")//Труды ААНИИ, т.382, 1983, с. 142-149.

10. Reports of the.US-USSR Weddell Polynya expedition, October-November 1981. V.7 Surface-level meteorological data. SP 83-14 CRREL,Hanover, 1983, 32 p. (соавтор E.L.Andreas).

11. Some aspects of the sea ice studies and modelling in the context of the climatic research. Report of meeting of experts on sea ice and climate modelling, WCP-77.WMO, 1983, H1-H18 (соавторы . Bagryantsev N.V., Zakharov V.F., tvanov B.V., Ivchenko V.O., Nikolayev Yu.V., Sarukhanyan E.I.). i 12. Тепловой баланс арктических льдов в зимний пери-. од//Л.:Гидрометеоиздат, 1984, 67 с.

13. Физические процессы в прикромочных зонах дрейфующих морских льдов//Метеорология и гидрология, 1984, N 11, с.73-80 (соавторы Николаев Ю.В., Иванов Б.В.).

14. Energy exchange over Antarctic sea ice in the spring. J.of Geophysical Research, v.90, N C4, 1985, pp.7199-7212 (соавтор Andreas E.L.).

15. К проблеме изучения прикромочных зон арктических морей/ЛГруды ААНИИ, т.406, 1986, с. 131-138 (соавторы Богородский П.В., Иванов Б.В., Николаев Ю.В.). о

16. Об оценке параметров приледного слоя атмосферы по наблюдениям с движущегося суднаЛТруды ААНИИ, т.406, 1986, с. 139-145 (соавторы . Богородский Г1.В., Иванов Б.В.).

17. Некоторые особенности атмосферных и гидрофизических процессов в проливе Фрама в осенне-зимний период//Труды ААНИИ, т.406, 1986. с.151-157 (соавторы Богородский П.В., Иванов Б.В.).

18. Мелкомасштабное взаимодействие атмосферы и океана в районе поднятия Мод//Информационный Бюллетень САЭ, вып. 108, 1986, с.67-71 (соавторы Богородский П.В., Аидреас Э.Л.).

19. Проблемы моделирования морского льда// (Подраздел 2.4.1 в кн. Натурного А. П. Моделирование континентального и морского льда в моделях климата). Итоги науки и техники, сер. Метеорология и климатология, т. 13, ВИНИТИ, М„ 1986, с.36-45.

20. Климатические модели морского льда// Актуальные проблемы океанологии. Тезисы докладов на I Всесоюзной школе-семинаре (.Ленинград2-11 апреля 1987), Л., Гидрометеоиздат, 1987, с. 14-15 (соавтор Николаев Ю.В.).

21. Особенности мезомасштабного взаимодействия океана и атмосферы в районе Гренлашкжого моря// Метеорология и гидрология, 1987, N 10, с.69-74 (соавторы Богородский П.В., Нагурный А.П., Савченко В.Г., Иванов Б.В.).

22. Особенности энергоообмена между океаном и атмосферой в прикро-мочных зонах дрейфующих морских льдов/7"Атмосфера-океан-космос" Программа "Разрезы" Итоги науки и техники, т.8, ВИНИТИ, М., 1987, с.222-227 (соавтор Иванов Б.В.).

23. Гидрометеорологические процессы в прикромочной зоне Баренцева моря в весенне-летний период//Труды ААНИИ, т.407, 1987, с.93-109 (соавторы Иванов Б.В., Кочетов C.B., Фролов И.Е. ;

24. Нату рные исследования процессов взаимодействия в прикромочных зонах морских дрейфующих льдов//3 съезд советских океанологов. Тезисы докладов. Полярная и региональная океанология. Л.: Гвдрометеоиздат, 1987, с.201-202 (соавтор Иванов Б.В.).

25. Климатическая модель морского льда. 3 съезд советских океаноло-гов/ЛГезисы докладов. Полярная и региональная океанология. Л.: Гидрометео-издат, 1987, с. 183-184 (соавторы Иванов Б.В., Шутилин C.B.).

26. Исследование взаимодействия пограничных слоев атмосферы и океа-на//Анализ современного состояния и оценка перспект- вных направлений работ в рамках программы "Разрезы" АН СССР, Москва, 1987, 63 с. Под ред. Волкова Ю.А., Лыкосова В.Н. (Коллектив авторов).

27. Алгоритм расчета характеристик турбулентного обмена в приводном слое атмосферы//Физика атмосферы, вып. 12 "Примеси в окружающей среде", Вильнюс, Мокслас, 1988, с.93-100 (соавтор Иванов Б.В.).

28. Модель морского ледяного покрова Арктического бассей-на//Математические модели в исследовании динамики океана. АН СССР, Сиб.отд., Вычислительный Центр, Новосибирск, '988, с.96-116 (соавторы На-заренко Л.С., Шутилин C.B.).

29. Реакция морского ледяного покрова на аэрозольное загрязнение атмосферы/Метеорология и гидрология, N 4, 1989, с. 102-108 (соавторы Савченхо В.Г., Нагурный А. П.,.

30. Sea ice sensitivity to the aerosol pollution. Research activities in atmospheric and oceanic modelling. Rep N 13 WMO/TD N 332, 1989. p.8 52-8.53 (соавторы Savtchenko V.G., Nagurny A.P.).

31. Parameterization of heat fluxes in marginal ice Research activities in atmospheric and oceanic modelling. Rep. N 13, WMO/TD, N 332, 1989, pp.8.55-8.56 (соавторы Ivanov В. V., Savtchenko V. G ).

Energy exchange between the atmosphere and the underlying surface in the uuriu»i;i! . ;c zone Workshop Proceedings "Regional and mesoscale modeling of ice covered oceans", NRSC Conference Rep. N 3,1989, pp. 186-190 (соавторь Timachev V.F., Ivanov B.V.).

33. Квазистационарная нульмерная модель арктических льдов//Тру,д ААНИИ, т.420, 1990, с. 18-31 (соавтор Иванов Б.В.).

34. Пространственно-временная изменчивость характеристик ледяно: покрова в зоне его сезонной изменчивости/ЛГруды ААНИИ, т.420, 1990, с.71-8 (соавтор Иванов Б.В.)

35. Studying large-scale ocean-atmosphere interaction in the Earth Pol® regions. Arctic Research advances and prospects, part 1, M: Nauka, 1990, pp.53-63 (соавторы Alekseyev G.V., Krutskikh B.A., Nagurny A.P., Nikiforov Y.G., SaMchenko V.G.).

36. Sea ice as an element of the climate system. Papers presented at the Joint IOG/WMO Seminar on IGOSS Products, (Tokyol5-19 April 1991), IOC/WMO, 1991, pp. 285-301.

37. The role of the West Spitsbergen Current in the formation of ice edge position. Polar Research, 9(2), 1991, pp. 207-210 (соавтор . Podgorny I.A.).

38. Реакция морского ледяного покрова на изменение характеристик приледного слоя атмосферы (модельный эксперимент)//В кн. "Климатический режим Арктики на рубеже 20 и 21 веков", Л., Гидрометеоиздат, 1991, с.132-142.

39. Процессы взаимодействия между атмосферой и океаном в Северной полярной областрУ/В кн. "Взаимодействие океана и атмосферы в Северной полярной области", Л., Гидрометеоиздат, 1991, с.47-91. '

40. The heat budget of Arctic ice in the winter. Int.Glaciol.Soc., Cambridge CB2 1ER, U.K., 1991, 77 p.

41. Чувствительность термодинамической модели морского льда к параметризации коротковолновой и длинноволновой радиации//Труды ААНИИ, т.430, 1992, с.116-137 (соавтор Тимачев В.Ф.).

42. Оценка роли Западно-Шпицбергенского течения в формировании границы морских льдов//Труды ААНИИ, т.430, 1992, с. 157-164 (соавтор Подгорный И. А.)

43. Low-level atmospheric jets and inversions on Ice Station Weddell 1. Antarctic Journal of the USA, v.XXVIII-No.5, Review, 1993, pp. 274-276 (соавторы . Andreas E.L., Claffey K.J.).

44. Sea ice and climate. Beijng 93 International Symposium on sea ice. Abstracts, 1993, p. 18.

45. Upper-air data collected on Ice Station Weddell. CRREL Special report 94-25, NSF, USA, 1994, 61 р.(соавторы K.J Claifey, E.L.Andreas).

46. Параметризация процессов энергообмена в прикромочной зоне дрей-щи.\ льдов//В кн. Закономерности крупномасштабных процессов в Норвежэнергоактивной зоне и прилегающих районах. СПб, Гвдрометеоиздат, , с. 164-178 (соавтор Тимачев В. Ф.).

47. Опыт оценки характеристик взаимодействия моря и атмосферы по ым радиозондирования//В кн. Закономерности крупномасштабных процес-в Норвежской энергоактивной зоне и прилегающих районах. СПб, Гидро-окздат, 1994, с. 188-202 (соавтор Тимачев В. Ф.).

48. Low-level atmospheric jets over the Western Weddell sea. The Fourth erence on polar meteorology' and о eanography, 15-20 Jan., 1995, Dallas, 52-257 (соавторы . Andreas E.L., Claffey K.J.).

49. In situ measurements of the surface temper iture in the Western Weddell The Fourth Conference on polar meteorology and oceanography, 15-20 Jan., , Dallas, pp.¿6-90 (соавторы Andreas E.L., Claffey K.J., Ivanov B.V.).

50. Calculation of spectral albedo for a melt pond. Berichte zur forschung, 176.AWI, Bremerhaven. 1995, pp.32-37 (соавтор . Podgorny I.).

51. К вопросу о формировании снежниц в Арктическом бассей-Еетеорология и гидрология, N8, 1996, с.72-80 (соавтор Богородский П.В.).

52. Calculation of the melt pond albedos on arctic sea ice. Polar Research, ), 1996, pp.43-52 (соавтор Podgorny I.A.).

53. The characteristics of cloudiness in the Arctic. Second International ntific Conference on the Global Energy and Water Cycle, Prep, vol., 17-21 , Wash., DC, USA, 1996, pp.492-493 (соавтор Svyashchennikov P.).

54. Describing cloudiness in models of sea ice. Second International ntific Conference on the Global Energy and Water Cycle,Prep, vol., 17-21 June, h., DC, USA, 1996, pp.498-499 (соавтор Timachev V ).

55. Processes of air-sea interaction in polar regions. Proceedings of the YS conference on the dynamics of the Arctic climate system, WMO/TD 60, 1996, pp.48-53 (соавторы Timachev V.F., Zachek A.S.).

56. Methods for estimating the characteristics of the atmospheric boundary r in polar regions. Proceedings of the ACSYS conference on the dynamic of the с Climate System. 1996, WMO/TD N760, p. 242-246-(соавтор . Timachev ). .

57. Surface melt puddles on multi-year ice in the Eurasian Arctic. Proceed-of the ACSYS conference on the dynamic of the Arctic Climate System, 1996, O/TD N7'0, p. 269-271 (соавторы Eicken H., GradingerR., ivanov B.V.).

58. Meteorological data from "North Pole" drifting stations. Minutes. CD-1 National Snow and Ice Data Center. Arctic Ocean Snow and Meteorological 4rv;iiioi>s from drifting stations: 1937, 1950-1991, Version 1.0. CD-ROM, 1996.

59. Features of sea/air energy exchange processes in the zone of seaso migration of drifting sea ice. Natural conditions of the Kara and Barents se Proceedings of the Russian-Nowegian Workshop-95,NPI, Oslo, 1997, pp. 152-1 (соавтор. Ivanov B.V.).

60. The cloudiness in the Arctic Basin and possibility of its reconstructi Proceedings of the ACSfYS conference on poprocesses and global climate, Rosa Orcas Island, WA, USA, 3-6 November 97.WCRP-106 WMO/TD No.908, 19 pp. 143-145 (соавторы . Svyashchennikov P., Andreas E.L.).

61. Angular and spectral characteristics of incoming and penetrated un ice short-wave radiation in the North part, of the Barents sea. Proceedings of ACSYS conference on processes and global climate, Rosario.Or Island,WA,USA, 3-6 November 97.WCRP-106 WMO/TD No.908, 1998, pp.14 148 (соавторы Ivanov B.V., Korsnes R., J.B.Orbek).

62. Моделирование морского ледяного покрова в климатических исс дованиях//В кн. Морской лед. Сбор и анализ данных наблюдений,физичес свойства и прогнозирование ледовых условий (справочное пособие) Под f Фролова И.Е., Таврило В.П., 1997, с.255-274.

63. Thermodynamics of Sea Ice. In Physics of ice-covered seas, M.Lepparanta, Helsinki Univ., Printing House, 1998, pp.289-304.

64. Структура нижнего слоя атмосферы над ледяным покровом мо Уэдделла// Метеорология и гидрология, N10, 1998, рр.92-102 (соавторы Тим чев В.Ф., Андреас Э.Л.).

65. Accounting for clouds in sea ice models. CRREL Report N 98-9, Hanov NH, USA, 1998, 32 p. (соавторы E.L.Andreas, P.N. Svyashchennik V.F.Timachev).

66. Характеристики облачности Арктического бассейна и опыт их ста стического моделирования// Труды ААНИИ, т. 439, 1998, с.79-94 (соав Священников П.Н.).

67. Air-ice-ocean interaction processes in the polar regions. The 49-th Ar Division Science Conference, UAF, Fairbanks,Alaska, 1998, p. 82

68. Heat budget of snow-covered sea ice at North Pole 4. J. Geophysical R search., v. 104, 1999, p. 7785-7806 (соавторы R. E. Jordan, E. L. Andreas).

69. Accounting for clouds in sea ice models. Atmospheric Research v. 5 1999, p. 77-113 (соавторы E.L.Andreas, P.N. Svyashchennikov, V.F.Timachev).

70. Redistribution of solar radiation in the Barents sea marginal ice zo during melting season. iU.GG 99, Birmingham. Abstracts, 1999, p. A. 31 (соавт R. Korsnes).

71. The estimations of sea ice exchanp: between the Arctic shelf seas and t Arctic Basin. 1UGG 99, Birmingham. Abstracts, 1999, p. В 240 (соавтор S. Shoutilin)