Численное исследование гидродинамических процессов в окраинных морях и в шельфовой зоне

Актуальность исследования.

Изучение окраинных морей и шельфовой зоны океанов имеет большое значение в современном мире по нескольким причинам как практического, так и теоретического характера. С I практической точки зрения эта часть Мирового океана является: 1) главным поставщиком морепродуктов, 2) важной частью транспортных морских путей, 3) все более важным источником ископаемого сырья и 4) местом массового сезонного отдыха людей. Поэтому исследования в этой области способствуют решению таких практических задач как.

1) изучение условий рыбного промысла, путей миграции промысловых видов,.

2) изучение условий промышленной добычи ископаемого сырья и топлива,.

3) оценка угрозы и последствий экологических катастроф, связанных с авариями транспортных судов и на добывающих платформах,.

4) оценка угрозы и последствий природных катаклизмов — цунами, ураганы, наводнения и т. д.

С теоретической же точки зрения изучение окраинных морей и шельфа интересно как в плане изучения целого ряда гидродинамических процессов и явлений, присущих этим объектам, так и в плане того, что эти районы связывают между собой два ярко выраженных типа климата: континентальный и морской, и являются важным звеном, обеспечивающим их взаимодействие. Особое внимание шельфу Мирового океана уделяется еще и из-за того, что благодаря процессам, протекающим в шельфовых районах, происходит формирование существенной части промежуточных и глубинных вод Мирового океана, распространяющихся в рамках конвейерной системы глобального круговорота, а значит, шельф является важным звеном в цепи факторов, определяющих долгопериодные тенденции климата на планете.

Современное состояние исследований.

Уже в древние времена люди использовали свои знания о прибрежной динамике, о приливах и отливах для мореплавания. Поэтому древние греки и финикийцы могут быть названы первыми исследователями в этой области. Долгое время накопленные знания имели описательный характер, пока не был разработан математический подход для описания гидродинамических процессов. В результате развития математического аппарата стали возможными теоретические исследования, которые, однако, были бы невозможны без помощи инструментальных наблюдений. Важным этапом в расширении исследовательских возможностей стало применение численного моделирования и использование мощных вычислительных ресурсов.

В современных исследованиях, посвященных изучению окраинных морей и шельфа океана, можно условно выделить два преимущественных направления. С одной стороны, это глубокое изучение физических механизмов, процессов и явлений, связанных с этой областью Мирового океана, а с другой, изучение его конкретных акваторий с использованием всего багажа имеющихся знаний и инструментальных наблюдений за физическими процессами.

Список физических процессов и явлений, присущих окраинным морям и шельфовой зоне океана, вряд ли может быть исчерпывающим. Попытаемся, однако, перечислить хотя бы наиболее важные из них, охарактеризовав состояние наших знаний о них и подчеркнув актуальность, цели и задачи исследований в этом направлении, указав, каких результатов удалось достичь в ходе выполнения данной работы, и в чем состоит новизна полученных результатов.

Физические механизмы и явления Взаимодействие с открытым океаном.

Любой процесс или явление, имеющие место в открытом океане, тем или иным образом отражаются на характере движений в его окраинных районах, изменяя его термодинамические, химические или биологические свойства.

Волны открытого океана неизбежно сталкиваются с препятствием в виде материкового склона и береговой линии. Эти волны частично испытывают отражение, частично диссипируют, передавая свою энергию движениям меньших масштабов. Подобно тому, как волны постоянно накатываются на берег, волны открытого океана омывают шель-фовый склон и сам шельф. К числу таких волн относятся планетарные волны (волны Россби), инерционно-гравитационные волны (волны Пуанкаре), внутренние волны и приливы. Последние отличает их регулярный и предсказуемый характер. В силу этого, влияние приливов довольно часто оказывается в фокусе проводимых исследований.

Приливные волны для большей части океана имеют малую амплитуду и поэтому с очень хорошим приближением могут считаться линейными (Майсек, ЛеБлон, 1981). В силу принципа линейной суперпозиции распространение нескольких волн происходит так, как если бы каждая волна не «знала» о существовании других. Поэтому влиянием приливных волн на другие линейные (или даже квазилинейные) процессы можно пренебрегать (Майсек, ЛеБлон, 1981). Ситуация, однако, меняется при выходе этих волн на шельф. Существенно возрастает их амплитуда и поэтому становится важным учет нелинейности.

Goryachkin и др., 1992). Нелинейность может проявляться в изменении характера их взаимодействия с другими волнами (Новотрясов, 2006), течениями (Holthuysen, Tolman, 1991), подстилающей поверхностью (Fillouxa, Snyderb, 1979). Одним из проявлений нелинейности является нарушение цикличности приливных колебаний: частица жидкости по прошествии периода не возвращается в ту точку, из которой это движение стартовало, а испытывает некоторое результирующее или, как говорят, остаточное смещение (Tee, 1977). Другим важным следствием приливов с точки зрения моделирования динамики шельфа является увеличение турбулентного трения потока о дно, вызванное приливными движениями. Так как скорость этих движений сравнима со скоростями регулярных течений, то и их вклад в усиление вертикальных турбулентных потоков становится существенным и требует своего аккуратного учета (Wright, Thompson, 1983). В настоящей работе будет проведена оценка роли приливов в формировании шельфовой динамики в районе Большого австралийского залива, а также проанализирована полученная с помощью численного моделирования картина основных осцилляции в этом районе.

Помимо волн, окраинные моря и шельф испытывают на себе влияние и более регулярных крупномасштабных движений океана. Схема циркуляции по решению Стоммела и Манка (Stommel, 1948; Munk, 1950) распадается на два глобальных круговорота: тропический, от экватора до умеренных широт, и полярный, от умеренных широт до полюсов. Тропический круговорот предполагает наличие в полосе между экватором и умеренными широтами интенсивного узкого прибрежного течения на западной границе океана (западное пограничное течение), направленного от экватора к полюсам, и обратное движение вод к экватору, осуществляющееся по всей остальной ширине океана. Последнее носит название свердруповский перенос. Обе компоненты этого движения, западное пограничное течение и свердруповский перенос, имеют свое значение при рассмотрении динамики вод на шельфовом склоне и на самом шельфе.

Роль свердруповского переноса проявляется в тех случаях, когда на его пути возникает береговое препятствие. Наиболее ярко эта ситуация обозначена у берегов южной Австралии (Cirano, Middleton, 2004), в несколько меньшей степени — у южных берегов Африки и Южной Америки (Matano и др., 2002). Аналог свердруповского переноса для полярного круговорота также имеет свои характерные примеры в тех ситуациях, когда береговая линия препятствует такому движению. Это берега Чукотки и Аляски на севере Тихого океана (McGowan и др., 1998), а также побережье Антарктиды к югу от Циркумполярного течения (Samelson, 1999). Более подробно в настоящей работе будет изучено влияние свердруповского переноса на формирование течения Флиндерса на шельфовом склоне Южной Австралии (Bye, 1972) и показана его тесная взаимосвязь с динамикой австралийского шельфа.

Что касается западного пограничного течения, то оно напрямую контактирует с шельфом и непосредственно определяет характер движения на нем. Наиболее сложные процессы происходят в местах столкновения западных пограничных течений противоположных направлений, принадлежащих субполярному и субтропическому круговоротам. Здесь происходит их отрыв от шельфа и, сливаясь в единый поток, они устремляются в открытую часть океана, формируя течения субполярного фронта (Bryan, Holland, 1989).

Проблема отрыва западного пограничного течения является хронической для моделей общей циркуляции (Bryan, Holland, 1989; Ezer, Mellor, 1992; Cherniawsky, Holloway, 1993). Причина, в основном, связана с необходимостью разрешения вихревой изменчивости потока (Jacobs и др., 1999). В численных моделях вихревая изменчивость, как правило, подавляется в результате использования увеличенной модельной вязкости с целью достижения большей устойчивости численного решения, либо в результате использования недостаточного горизонтального разрешения, что вызвано ограниченностью вычислительных ресурсов. В тех случаях, когда вихревая изменчивость занижена, происходит смещение точки отрыва западного пограничного течения, так что течение отрывается от берега с некоторым запаздыванием. В северном полушарии это приводит к смещению точки отрыва на север. Подобным образом ведут себя в моделях Гольфстрим и Куросио, и даже Восточнокорейское течение в Японском море. В работе (Jacobs и др., 1999) на основе численных экспериментов с двухслойной моделью с использованием различного разрешения было показано, что для этого класса моделей необходимое разрешение должно быть порядка 1/32°, причем горизонтальная вязкость должна быть не больше 5 м2/с. Другой способ был предложен в работе (Kim, Yoon, 1999), где необходимая широта точки отрыва была достигнута в результате применения изопикнической диффузии потока. Помимо этого, в работе (Holloway и др., 1995) была предложена параметризация, основанная на уменьшении горизонтальной вязкости применительно именно к топографическим вихрям, при этом все прочие движения испытывали обычную модельную вязкость. На примере Во-сточнокорейского течения, испытывающего отрыв от побережья Кореи в районе 37−38° с. ш., будет продемонстрирована способность используемой в этой работе численной модели правильно воспроизводить положение точки отрыва пограничного течения. При этом необходимого качества удалось достичь при несколько худшем, чем в работе (Jacobs и др., 1999) горизонтальном разрешении без применения изопикнической вязкости и без параметризации топографических вихрей, а благодаря более тонкому локальному применению повышенной вязкости горизонтального потока.

Большая часть океанов в промежуточных и придонных слоях состоит из водных масс, которые редко встречаются на поверхности океана. Основная масса океанов состоит из достаточно холодной и соленой воды. Около 50% всей воды имеет температуру 1.3°С < Т < 3.8°С и соленость 34.6%.< S < 34.8%,. Даже при условии постоянного теплои со-леобмена с приповерхностными слоями, которые, как правило, на 10−20°С теплее, объем и свойства промежуточных и донных вод почти неизменны. Это означает, что существуют постоянно действующие источники этого типа вод, пополняющие их запас, противодействуя вертикальным теплосолеобменам. Даже не прибегая к анализу динамики вертикальных движений в океане, можно утверждать, что столь холодные и соленые воды могут образовываться только вблизи берегов, где водная поверхность подвергается воздействию континентальных воздушных масс, характеристики которых изменяются в более широких пределах, по сравнению с морскими. Поэтому районы наиболее активного формирования придонных вод океанов сконцентрированы в приполярных районах: Антарктика и Северный Ледовитый океан.

Формирование придонных вод самого Северного Ледовитого океана, также не является простой задачей для исследования, так как и здесь придонные воды отделены от поверхностного слоя промежуточным слоем теплой и соленой воды, поступающей из Северной Атлантики. Согласно оценкам (Aagaard и др., 1981), необходимо формирование около 1−2 Св воды с температурой, близкой к температуре замерзания, и с соленостью S =34.75%, для того, чтобы поддерживать существующую вертикальную структуру арктического ха-локлина. Формирование арктического халоклина возможно благодаря трем механизмам: сезонного льдообразования в паковых льдах и в полыньях (Bjork, 1989, 1990), выхолаживания и опреснения атлантической воды (Steele и др., 1995), поступающей через пролив Фрама и Баренцево море, и прямого проникновения глубинных вод Норвежского моря через тот же пролив Фрама (Jones и др., 1995). В представляемой работе более подробно будет изучен процесс формирования донных вод Северного Ледовитого океана-на шельфе Баренцева моря и предложена параметризация движения ядер плотной воды вдоль шельфового склона.

Формирование глубинных вод Гренландского и Исландского морей представляется главным движущим фактором глобального океанического конвейера в целом ряде работ (см., например, работы (Broecker, 1991; Gordon, 1996) и ссылки в них). Наличие достаточно соленой воды на поверхности этих морей приводит к тому, что в результате поверхностного охлаждения ii замерзания плотность воды увеличивается настолько, что она способна опускаться на большие глубины. Интенсивность формирования глубинных вод в Гренландском море зависит от скорости льдообразования (Wadhams, 1994) и от количества распреснен-ной воды, поступающей из Северного Ледовитого океана, причем в большей степени в виде льда (Иванов, 1976; Aagaard, Carmack, 1989; Иванов и др., 1990). Объемы поступления этих вод отличаются большой изменчивостью (Aagaard, 1968; Alekseev и др., 1994), а в последние десятилетия значительно сократились (Schlosser и др., 1991; Rheim, 1991). Кроме того, было показано (Hurrell, 1995; Kvvok, Rothrock, 1999), что изменения потока льда через пролив Фрама имеют значимую корреляцию с индексом Североатлантической осцилляции (NAO), а в работе (Бышев, Нейман, 2000) установлена статистическая связь даже с осцилляциями Эль-Ниньо. Подобные оценки будут проведены и в данной работе, и на основе численного моделирования показана взаимозависимость типов Арктической циркуляции с интенсивностью выноса льда в район Северной Атлантики.

Процессы на шельфе и шельфовых склонах Ветровая циркуляция. Береговые захваченные волны.

Значительный интерес в публикациях традиционно уделяется стационарному отклику циркуляции континентального шельфа на ветровое воздействие. В работах (Pedlosky, 1974а, 1974b) описывается стационарная ветровая циркуляция вблизи границы замкнутого бассейнасо стратифицированной жидкостью. Замкнутость бассейна позволяет избежать неоднозначностей, возникающих при: задании граничных значений на открытых границах. Когда все границы бассейна, вертикальны, циркуляция, как показано в (Pedlosky, 1974b), напрямую зависит от компонент напряжения ветра, особенно в направлении берега. Вертикальная структура также оказывается с ними связанной. Если бассейн имеет наклонное дно, ограниченное вертикальными стенами (Pedlosky, 1974а), возникает «топографический пограничный слой» напротив мелководной стены бассейна, где аномалия поля давления подчиняется параболическому уравнению. В работе (Csanady, 1978) рассматривалась аналогичная задача, при этом прибрежный бассейн предполагался неограниченным в сторону открытого океана с открытыми границами с обеих сторон участка береговой линии. Плотность жидкости полагалась постоянной. Такое упрощение, наряду с некоторыми другими, также приводит к параболическому уравнению для возвышения уровенной поверхности. Решение, полученное для напряжения ветра, действующего на некотором участке, указывает на повышение уровня с подветренной стороны от участка действия ветра с дальнейшим его уменьшением в направлении распространения волн. Данная модель получила дальнейшее развитие в работе (Pringle, 2002), где было показано, что вдольбереговой ветер усиливает перенос вод в сторону шельфа в случаекогда ширина шельфа увеличивается в направлении действия ветра. Если ветер способствует развитию апвелинга, усиление такого переноса происходит в придонном слое и подводит холодные и богатые нутриентами воды ближе к берегу. Исследованию влияния геометрических особенностей шельфа на характер распространения береговых захваченных волн будет уделено повышенное внимание в представляемой работе. Кроме того, будет показана возможность учета удаленных ветровых воздействий с помощью решения уравнений для амплитуды главной моды береговых захваченных волн.

Струйные течения.

Динамика струйных течений в шельфовых зонах рассматривалась в целом ряде публикаций (Trowbridge, Lentz, 1991; MacCready, Rhines, 1993; Garrett и др., 1993). Если течение испытывает трение о дно, то благодаря экмановской подкачке в придонном слое имеет место перенос воды в направлении, перпендикулярном к основному потоку. В северном полушарии этот перенос отклоняет воды потока в левую сторону (соответственно, в южном полушарии в правую). При наличии стратификации и наклона дна это вызывает апвеллинг или даунвеллинг. И в том и в другом случае возникает нормальная к потоку составляющая горизонтального градиента давления. В силу соотношений термического ветра, это приводит к ослаблению потока у дна и его усилению на поверхности. Так как трение о дно зависит от скорости придонного течения, то в результате ослабления последнего трение также ослабевает, и в итоге поток как бы забывает о наличии дна и испытывает дополнительное ускорение (Chapman, Lentz, 1997; Chapman, 2002). Сама струя при этом должна становиться более тонкой, что требует условие неразрывности потока. В результате анализа чувствительности этого движения по отношению к стратификации, было также установлено (Chapman, Lentz, 2005), что даже весьма слабая стратификация на склоне приводит к описанным выше эффектам в полной мере.

Большое значение для динамики струйного течения имеет характер неоднородностей береговой линии и рельефа шельфа. В большинстве работ, посвященных этой теме, само струйное течение рассматривается как течение, сформированное ветровым воздействием, благоприятным для апвеллинга или даунвеллинга. В результате рассмотрения вихревой активности и динамики возмущений течения апвеллинга в работе (МсСгеагу и др., 1991) установлено, что причина заключена в неустойчивости вдольберегового течения. В работе (Haidvogel и др., 1991) показано, однако, что образование таких неоднородностей течения может иметь конкретную привязку к неоднородностям береговой линии или рельефа. Численное моделирование трехмерной циркуляции в случае пространственно однородного ветра вдоль берега Калифорнии (Gan, Allen, 2002) показало, что циркуляция проявляет изменчивость в параллельном берегу направлении с более низкой температурой к югу от каждого мыса.

При рассматрении характерных особенностей обтекания струей поперечного шельфо-вого выступа, было отмечено (Castelao, Barth, 2006), что струя испытывает отклонение от берега в сторону больших глубин, если характерный масштаб шельфового выступа сравним с радиусом Россби. При этом, позади выступа образуется теневая зона, в которой возникает циклоническая (для северного полушария) ячейка с дополнительным подъемом изопикнических поверхностей.

Картина, аналогичная предыдущей, была описана в работах (Pietrafesa и др., 1978; Rooney и др., 1978; Brooks, Bane, 1978), посвященных исследованию меандров и вихревых образований Гольфстрима. В отличие от предыдущей ситуации Гольфстрим не является ветровым течением, однако и в этом случае отмечается, что вихревая активность его струи резко меняется при прохождении так называемой «чарлстоновской кочки» (Charleston Bump) — топографической неоднородности шельфа, имеющей форму выступа. Как и в предыдущем случае, происходит отрыв струи с формированием меандра (Xie и др., 2007) с соответствующим апвеллингом глубинных вод, богатых нутриентами. Согласно (Atkinson и др., 1982; Hoffmann и др., 1980) в отсутствии этой особенности течения в этом районе воды Северной Каролины представляли бы собой биологическую пустыню.

В работах (Klinck, 1996; Boyer и др., 1999; Haidvogel, 2005) с помощью лабораторных экспериментов и численного моделирования исследовался процесс набегания вдольберего-вого течения на поперечный каньон Было показано, что каньон выступает в качестве канала, по которому глубинные воды выносятся на шельф. Объем этой воды, как правило, в несколько раз превосходит объем самого каньона. Установлено также, что подъем этих вод происходит за счет потери кинетической энергии набегающего потока.

В представляемой работе широко используются результаты исследований динамики струйных течений для анализа движений, возникающих на шельфе Южной Австралии в течение летнего (для южного полушария) сезона, с характерными для этого времени ветрами, способствующими формированию апвеллинга и целого набора течений вдоль побережья Большого австралийского залива и вдоль его шельфового склона.

Апвеллинг и даунвеллинг.

Теоретические исследования прибрежных апвеллингов и даунвеллингов предпринимались многими авторами (см., например ссылки в работе (Allen, 1980)). Наиболее интересны те их них, в которых обсуждаются взаимосвязи волновых движений с ветровыми воздействиями, вызывающими подъем или опускание прибрежных вод вдоль континентального склона. В работе (Suginohara, 1974) рассматривалась двуслойная модель, в которой толщина верхнего слоя полагалась меньше глубины шельфа, так что граница между слоями имела пересечение с вертикальной стенкой, соответствующей береговой линии. Была продемонстрирована важность учета внутренних волн Кельвина и шельфовых волн в динамике прибрежного апвеллинга, а именно то, что прибрежный апвеллинг связан с генерацией и распространением внутренних волн Кельвина, а шельфовые волны ответственны за формирование подводного противотечения. Работа (Yoon, Philander, 1982) более подробно прояснила причины формирования подводного противотечения в случае стратифицированного океана с плоским дном. Однако, более интересный случай наклонного шельфа рассмотрен в последующих работах (Wang, Mooers, 1976; Huthnance, 1978), где рассматривались береговые захваченные волны в стратифицированном океане с термоклином, пересекающим континентальный склон. В дальнейшем была показана тесная взаимосвязь прибрежного апвеллинга и даунвеллинга с генерацией и распространением береговых захваченных волн (Suginohara, 1982; Suginohara, Kitamura, 1984).

В ходе исследований, проводимых по программе CODE (Coastal Ocean Dynamics Experiment) (Beardsley, Lentz, 1987) и CTZ (Coastal Transition Zone) (Brink, Cowles, 1991), была подробно изучена динамика течений апвеллинга вдоль шельфа Калифорнии. С тех пор наблюдения прибрежного апвеллинга проводились в целом ряде регионов (см., например, ссылки в работах (Haynes и др., 1993; de Almeida, 1999)) Все эти наблюдения показывают, что течения апвеллинга проявляют длинноволновую неустойчивость, в результате чего, фронты постоянно генерируют вихри и ответвления (языки). Во многих случаях также фиксировалась и коротковолновая неустойчивость течений апвеллинга. Неустойчивость фронтов апвеллинга исследовалась также аналитически и с помощью численного моделирования (Paldor, 1983; Barth, 1989a, 1989bMcCreary и др., 1991; Barth, 1994; Shi, Roed, 1999; Roed, Shi, 1999; Bouruet-Aubertot, Echevin, 2002). Все исследования сходятся на том, что длинноволновая неустойчивость, в сущности, есть смешанная баротропно-бароклинная. Что касается коротковолновой, то она явно отличается от длинноволновой, однако полного согласия здесь нет. Авторы (Boss и др., 1996) полагают, что неустойчивость является результатом взаимодействия между вихревыми волнами и гравитационными волнами, в то время как другие усматривают зависимость неустойчивости от вертикального сдвига (Barth, 1989а, 1989b) и ее связь с неустойчивостью Кельвина-Гельмгольца (Paldor, Ghil, 1991; Barth, 1994).

В данной работе подробно изучен вопрос формирования прибрежного апвел-линга в районе полуострова Эйр, острова Кенгуру и побережья Роб (Южная Австралия), где это явление имеет регулярный сезонный характер, активно проявляясь в летний период и чередуясь с даунвеллингом зимнего периода.

Сезонные колебания. Муссоны.

Причиной муссонной циркуляции является отличие теплоемкости континентов и океанов. Это явление аналогично бризовой циркуляции и отличается от нее своими временными и пространственными масштабами. Летом ветра обычно дуют с океана на континент, вызывая при этом многочисленные осадки. Зимой картина противоположная и приводит к тому, что прибрежные районы океана испытывают активное взаимодействие с холодными и сухими континентальными воздушными массами.

Первоначально термин муссон применялся исключительно по отношению к Индии, но в дальнейшем был обобщен на случаи, когда явно проявляются сезонные изменения в характере и направлении ветров. Такие районы присутствуют в Европе, Африке, Австралии, на западном побережье Чили и США. Примерно 65% населения Земли проживает в условиях сезонных муссонов.

В представляемой работе изучалось два муссонных района. Один из них, уже упоминавшийся ранее, расположен в районе Большого австралийского залива, где действие сезонных ветров таково, что во время зимы (южного полушария) формируется ситуация, связанная с прибрежным даунвеллингом, летом же формируется противоположная картина с формированием апвеллинга в районе полуострова Эйр, острова Кенгуру и вблизи побережья РобВторой район, представленный к рассмотрению, это залив Петра Великого в Японском море. Показано, что под действием зимних муссонных ветров здесь происходит выхолаживание верхнего слоя с последующей глубокой конвекцией и опусканием плотной воды вдоль материкового склона. В результате этих процессов происходит формирование промежуточных и донных вод Японского моря.

Речной и паводковый сток. Пресные воды. Осадки.

Продолжающаяся интенсификация промышленного производства приводит к увеличению количества парниковых газов в атмосфере, что в свою очередь способствует росту количества осадков в высоких широтах и увеличению речного стока (Wu и др., 2005). Прямым следствием этого будет распреснение Северного Ледовитого океана и Северной Атлантики. Возможно, что некоторые проявления этого уже наблюдаются (Dickson и др., 2002; Curry и др., 2003). Будучи местом самой глубокой в мире конвекции, субполярная область Северной Атлантики очень чувствительна к возмущениям содержания распресненной воды (Manabe, Stouffer, 1995). Избыточное поступление распресненной воды из Арктики в Северную Атлантику подавляет атлантическую термохалинную, циркуляцию, что приводит к уменьшению на несколько градусов температуры воздуха над океаном (а, следовательно, и в Европе) и ослабляет океанический перенос тепла на север (Vellinga, Wood, 2004).

В данной работе с помощью численного моделирования удалось воспроизвести структуру экспортируемых арктических вод, важную роль в которой играют воды речного стока. Показано, что их объем и концентрация оказывают влияние на интенсивность термохалинной циркуляции в Северной Атлантике.

Лед.

Существует убедительное свидетельство того, что Арктический климат испытывает потепление (см., например, (Dickson, 1999)). Для ледового покрытия океана это проявляется в уменьшении его толщины, площади и сокращении сезонной продолжительности в.

1) северном полушарии в период с 1978 по 1995 г. (Johannessen и др., 1996),.

2) восточной Арктике, Карском и Баренцевом морях в период с 1979 по 1986 г. (Parkinson, 1992),.

3) Восточносибирском море и море Лаптевых в период с 1979 по 1995 r.(Maslanik и др., 1996).

Многие исследования были посвящены изменению толщины льда. В работе (McLaren, 1989) изучалось тысячекилометровое сечение, полученное в течение двух летних круизов — 1958 и 1970 гг., где было обнаружено среднее уменьшение толщины на 0.2 м в Трансполярном дрейфе и Евразийском бассейне и уменьшение на 0.7 м в Канадском бассейне. Об уменьшении толщины с 1976 по 1987 гг на 0.8 м между проливом Фрама и полюсом и на 2.2 м к северу от Гренландии сообщалось также в работах (Wadhams, 1990, 1992). Однако в работе (McLaren и др., 1994) среди данных 12-ти круизов на полюс не было обнаружено тренда за 34-летний период. Суммируя некоторые более ранние данные, в (Wadhams, 1994) констатировалось уменьшение в период 1970;х и 1980;х годов на 0.6 м в районе, заключенном между проливом Фрама, Гренландией и северным полюсом. Пересмотрев данные (McLaren и др., 1994), другие исследователи (Shy, Walsh, 1996) также не обнаружили никакого тренда и объяснили его вариации динамическими процессами. Имея в виду, что периоды и места наблюдений отличаются, нелегко выявить сколь-нибудь достоверную картину.

В 1990;е годы большое количество данных было получено в ходе реализации программы SCICEX (Scientific Ice Expeditions), где измерения проводились с бортов военных подводных лодок США (Gossett, 1996). Анализ этих данных показывает, что многолетние льды с толщиной от 1 до 3 метров, значительно тоньше, чем предполагалось ранее при проведении оценок (Bourke, McLaren, 1992). В работе (Rothrock и др., 1999) в результате сравнения данных подводных круизов с 1993 по 1997 гг. с аналогичными данными, полученными между 1958 и 1976 гг., выявлено, что средняя толщина льда в конце периода его таяния уменьшилась на 1.3 м в большей части глубоководного бассейна Северного Ледовитого океана: с 3.1 м в 1958;1976 гг. до 1.8 м в 1990;х годах. Уменьшение толщины проявляется в большей степени в центральных и восточных районах Арктики и в меньшей в море Бофорта и в Чукотском море.

Аналогичная картина возникает при анализе суммарной площади, покрытой льдом (Serreze и др., 2003). Площадь поверхности океана, покрытая льдом не менее чем на 15%, составляла в сентябре 1978 года 6.10 млн. км2. Во время потепления в 1990 году эта площадь сократилась до 5.51 млн. км2, после чего имел место некоторый рост, так что в сентябре 1998 г. площадь составила 5.98 млн. км2. Однако в 2002 году произошло еще большее сокращение до 5.26 млн. км2. Что касается самой площади ледяной поверхности, то, согласно (Serreze и др., 2003), имело место ее сокращение с 4 36 млн км2 в сентябре 1987 года до 3 63 млн. км2 в сентябре 2002.

Исследование чувствительности ледового покрова к внешним параметрам на основе численного моделирования показало (Fischer, Lemke, 1994), что наибольшее влияние на него оказывают приповерхностные значения температуры воздуха и поля ветра. Остальные параметры менее значимы по сравнению с этими двумя. Из наблюдений известно, что температура воздуха за последнее столетие увеличилась на полградуса (Chapman, Walsh, 1993; Jones, 1994), а в работе (Walsh и др., 1996) описывается уменьшение давления на уровне моря, имевшее место в центральной Арктике в течение последних десятилетий, из-за чего поле ветра в Арктике изменялось в сторону преобладания циклонической циркуляции.

Представляемые исследования подтвердили взаимосвязь между характером дрейфа льда и индексом Североатлантической циркуляции атмосферы. Кроме того, на основе результатов моделирования удалось установить наиболее активные районы формирования ветровой полыньи в районе Баренцева и Карского морей.

Региональные исследования.

Для более подробного изучения целого ряда физических механизмов, проявляющих себя на шельфе и в окраинных морях, в данной работе предлагается рассмотреть три региона. Первый регион — Японское море — отличает концентрация многих черт, присущих циркуляции глобального океана, в рамках небольшого почти замкнутого бассейна. Здесь под влиянием активного зимнего муссона происходят процессы, интересные с точки зрения формирования промежуточных и донных вод. Второй регион — побережье Южной Австралии и Большой австралийский залив — также подвержен активному муссонному влиянию, но проявляет он себя несколько иначе, а именно: формирует сезонное чередование структур апвеллинга и даунвеллинга. Динамика осложняется присутствием глобального свердруповского переноса, несущего свои водные массы в направлении, перпендикулярном к линии границы шельфа. Требуется также учитывать влияние береговых захваченных волн и приливов в развитии шельфовой динамики. Третий регион — арктический шельфпредставляет собой соединение всех известных шельфовых особенностей в сочетании с особенностями формирования и таяния льда, его динамикой, чрезвычайной шириной шельфа, богатым речным стоком, активной ролью вторгающихся водных масс из Северной Атлантики и Берингова моря.

Японское море.

Схема циркуляции Японского моря воспроизводит основные черты глобальной циркуляции океанов, следующие из решения Стоммела-Манка и реализованные в виде уменьшенной копии в рамках бассейна Японского моря (Ш^ап, Ниг1Ьиг1-, 2000). Эта циркуляция состоит из совокупности антициклонического субтропического круговорота и циклонического субполярного круговорота, разделенных между собой субполярным фронтом. В западной части бассейна формируются узкие и интенсивные пограничные течения: Восточнокорей-ское и Северокорейское течения. Кроме того, картина дополняется чертами ветровой и термохалинной циркуляции, глубокой конвекции и повышенной мезомасштабной вихревой активностью.

Влияние Тихого океана осуществляется посредством Цусимского течения, являющимся ответвлением Куросио, проникающим в Японское море через узкий и мелкий (с глубиной не более 200 м) Корейский пролив. Через Сангарский пролив и пролив Лаперуза происходит отток вод Японского моря в северную часть Тихого океана и в Охотское море. Глубина этих проливов также невелика.

Цусимское течение формируется в Восточнокитайском море и поставляет теплые воды повышенного солесодержания. Согласно имеющимся представлениям, Цусимское течение разветвляется на несколько частей сразу же после проникновения в Японское море. Обычно рассматриваются три доминирующие ветви (Уооп, 1982): вдольбереговая, расположенная вдоль побережья Японии, Восточнокорейское течение, являющееся западным пограничным течением субтропического круговорота, и промежуточная ветвь, располагающаяся в промежутке между вдольбереговым течением и течением субполярного фронта.

Западное пограничное течение субполярного круговорота состоит из холодного Лиман-ского течения и его продолжения — Северокорейского течения. Оба разнонаправленных пограничных течения, Восточнокорейское и Северокорейское, приходят в контакт на широте около 38−40° с. ш., к западу от 132° в. д. Поэтому вся северо-западная часть Японского моря, как место смешения двух разнородных водных масс, отмечается как место повышенной вихревой активности. Характерный масштаб образующихся вихрей составляет 35−80 км (Nikitin, Dyakov, 2000).

Таким образом, теплые воды повышенной солености Цусимского течения составляют основу течения субполярного фронта и вместе с ним достигают восточной части Японского моря, где часть из них проникает через Сангарский пролив обратно в Тихий океан, а другая часть устремляется на север в сторону пролива Лаперуза, тем самым вовлекаясь в ячейку северного субполярного круговорота. Согласно (Aubrey и др., 2000), именно в результате охлаждения этих вод на всем пути от берегов Хоккайдо до северо-западной части Японского моря формируются глубокие воды.

Сезонный и главный термоклины Японского моря располагаются на небольших глубинах и наибольшая часть Японского моря состоит из почти однородной водной массы с температурой ниже 1 °C, известной как JSPW (Japan Sea Proper Water). В серии работ (Sudo, 1986; Senjyu, Sudo, 1993) на основе анализа вертикальных профилей потенциальной температуры и концентрации кислорода в районе бассейна Улунг была зафиксирована некоторая неоднородность в слое 200−400 м с повышенным содержанием кислорода, что указывает на то, что эти воды сформировались сравнительно недавно из слоев расположенных на поверхности. Эти воды получили название промежуточных вод Японского моря. Их отличает пониженное содержание соли (<34.06%>) — Сильный термоклин, расположенный на глубине около 200 м, является границей, разделяющей промежуточные воды и поверхностные цусимские воды (Kim, Seung, 1999; Kim, Kim, 1999).

В качестве зоны формирования глубинных и промежуточных вод Японского моря выделяется район в окрестности залива Петра Великого (Владивосток). Среди факторов, способствующих этому, выступают, с одной стороны, поступление соленых цусимских вод, вовлеченных в северную ячейку круговорота в восточных районах Японского моря, а с другой, влияние мощного сезонного муссона, наиболее активного в зимний период, когда сильный континентальный ветер устремляется в район Японского моря через узкий орографический проход в районе Владивостока. Согласно (Zuenko, 2000), в течение всего года здесь доминируют ветра северного и северо-западного направления (63% зимних ветров) или южного и юго-восточного (68% летних ветров), то есть направленные перпендикулярно к береговой линии. Амплитуда зимних ветров при этом, в среднем, на порядок превосходит летние значения (Na, Seo, 1998).

Шельф южной Австралии.

Ветра в районе Южной Австралии, в основном, дуют вдоль побережья и могут вызывать сильный апвеллинг вблизи острова Кенгуру, на западном побережье полуострова Эйр и в районе города Роб (Schahinger, 1987; Griffin и др., 1997). В действительности, этот район один из немногих вдоль побережья Австралии, где поверхностное проявление апвеллинга наблюдается регулярно. Вдольбереговая компонента трения ветра, способствующая ап-веллингу, может быть достаточно большой с экстремальными месячными значениями до 0.15 — 0.2 Па в период с января по март. Тем не менее, как отмечено в работе (Griffin и др., 1997), апвеллинг у западного берега полуострова Эйр может иметь место даже в тех случаях, когда местные ветра не способствуют его появлению.

Средне-летнее напряжение трения ветра также оказывается способствующим апвел-лингу, однако его величина составляет лишь 0.05 Па или около J от эпизодических значений напряжения, упомянутых выше. Эти ветра способствуют также понижению уро-венной поверхности у берегов, что, в свою очередь, вследствие геострофики должно возбуждать западное прибрежное течение. Имеющихся измерений скорости течения очень мало, тем не менее, те из них, которые проводились в районе заливов (зал. Сент-Винсент и зал. Спенсер) и близ города Роба (рассмотрено далее), действительно указывают на существование среднего северо-западного потока вблизи берега и противоположного юго-восточного потока, несколько далее от берега на границе шельфа. Средние скорости течения, как правило, малы (менее 10 см/с) и сосуществуют в районе шельфа с ярко выраженным проявлением береговых захваченных волн (БЗВ), амплитуда которых достигает 25 см/с. Согласно (Schahinger, 1987; Evans, Middleton, 1998), они возникают вследствие 10-дневной синоптической изменчивости.

Далее от берега, течение снова меняет направление, перенося воды с востока на запад. Это течение Флиндерса (Bye, 1972, 1983). Исследование этого течения (Middleton, Cirano, 2002) показало, что оно возникает вследствие экваториально-направленного свердрупов-ского переноса в Южном океане. Достигнув континентального склона южного шельфа Австралии, он отражается в западном направлении, так что антициклоническая завихре-ность может диссипировать в придонном погранслое, с неизбежностью претерпевающего апвеллинг. По аналогии с западными пограничными течениями, возникающее течение можно назвать северным пограничным течением с центральным ядром, совпадающим с постоянно смещенным вверх под действием апвеллинга термоклином (глубина 600 м) и соседствующим с континентальным склоном. Наличие апвеллинга, связанного с течением Флиндерса, обнаруживается, например, в данных Левитуса и Боера (Levitus, Boyer, 1994), а также в Атласе региональных морей CSIRO (далее CARS) (Dunn и др., 2000). Последние будут в дальнейшем использоваться для подтверждения его существования в предположении, что уровень отсутствия движения расположен на глубине 2000 дбар.

Существующее на западе региона течение Люина (Leeuwin) в течение летнего периода обычно теряется (Church и др., 1989) и поэтому не оказывает заметного влияния на циркуляцию и гидрологию Большого Австралийского залива (Herzfeld, Tomczak, 1997). В работе (Herzfeld, Tomczak, 1999) шельфовая циркуляция в заливе подвергалась систематичному изучению с помощью численной модели с идеализированной топографией, стратификацией и полем ветра. Несмотря на идеализацию, удалось показать, что в течение лета в заливе должен формироваться антициклонический круговорот. Динамика этого круговорота определяется свердруповским переносом в южном направлении, формируется вследствие завихренности поля ветрового трения при наличии широкого наклонного шельфа внутри залива. Этот перенос компенсируется неизбежным возвратным движением вдоль западного побережья полуострова Эйр, так что в результате завихренность, полученная внутри залива, диссипирует. Эти авторы также предположили, что апвеллинг близ полу-.острова Эйр может быть вызван экмановским переносом в направлении к берегу внутри придонного погранслоя, а не внутренними движениями, связанными^ с вынужденным ветром апвеллингом. В их выводах мы убедимся далее в диссертации.

Летняя циркуляция в заливе Спенсер не так хорошо известна. Превышение испарения над осадками имеет место круглый год, что приводит к формированию чрезвычайно солёной воды в заливе (более Зб⁰/,"). В работе (Nunes Vaz и др., 1990) сделано предположение, что во время летнего прогрева в устье залива формируется лёгкая вода (минимум плотности) и вследствие этого происходит лишь небольшой обмен вод между заливом и шельфом. Этот факт является положительным для нас, так как исследование формирования такого типа вод в заливе лежит за пределами наших интересов.

Как ранее отмечалось, изменчивость БЗВ в регионе велика (25 см/с) и вторжение ветров с напряжением до 0.2 Па, способствующих апвеллингу, не является редкостью в летнее время. Течения, вызванные средне-летним ветровым трением величины 0.05 Па или менее, как окажется, малы (~5 см/с) по сравнению со скоростями БЗВ. Действительно, изучение данных альтиметра для данного региона свидетельствует о том, что среднеквадратичная изменчивость БЗВ достаточно велика и мешает наблюдению более долгопериодного сигнала среднего возвышения уровенной поверхности. Поэтому такие данные не в состоянии помочь нам в дальнейшем в оценке справедливости модельных результатов. Тем не менее, «средние» результаты, полученные далее, представляют интерес, так как предсказанные поля течений способны переносить плотность на расстояния до нескольких сотен километров за модельное время (сезон: 3 месяца). Кроме того, сезонный апвеллинг будет формировать фон для любого эпизодического апвеллинга, и результаты также позволят нам оценить взаимодействие течения Флиндерса с течениями на шельфе и склоне.

Арктика и ее шельф.

Структура вод Северного Ледовитого океана определяется двумя притоками разнородных водных масс: со стороны Северной Атлантики и со стороны Тихого океана через узкий.

Берингов пролив. Кроме того, имеет место мощный речной сток, где наиболее важную роль играют сибирские реки: Обь, Енисей и Лена.

Поток воды через Берингов пролив из Тихого океана в Северный Ледовитый океан важен как с региональной, так и с глобальной точек зрения. Его непосредственному влиянию подвержена гидрология Чукотского моря, а в более общем плане — стратификация Северного Ледовитого океана, глобальный круговорот пресной воды и, наконец, стабильность меридиональной циркуляции Атлантического океана. Оценки показывают (Aagaard, Car-mack, 1989), что поток пресной воды через Берингов пролив составляет 1670 км³ в год (относительно величины солености 34.8%,), если считать, что среднегодовой расход равен 0.8 Св, а соленость втекающей воды равна 32.5°/аэЭто составляет треть всей пресной воды, поступающей в Арктику. Однако более детальные исследования (Woodgate и др., 2005) показывают, что дополнительно около 800 км³ в год пресной воды поставляется прибрежным Аляскинским течением, за счет сезонных вариаций стратификации и переноса льда. Сама же величина расхода через Берингов пролив, составляя в среднем за год около 0.8 Св, имеет значительные межнедельные вариации от -2 до 3 Св, и изменяется сезонно от 0.3 до 1.3 Св. Температура меняется от -1.8 до 8 °C, а соленость от 31 до 34.5%,(Roach и др., 1995). Величину среднего расхода обычно связывают с разностью давлений между Тихим океаном и Арктикой (Coachman, Aagaard, 1966), а изменчивость коррелирует с локальными ветрами, которые, на самом деле, в среднем противодействуют глобальному перепаду давлений (Woodgate, Aagaard, 2005).

Атлантическая вода издавна находится в фокусе исследований Арктического бассейна. Еще в 1902 году Нансеном была предложена схема притока атлантических вод в Северный Ледовитый океан и их дальнейшей циркуляции в Арктическом бассейне. В конце прошлого столетия этот вопрос многократно анализировался и обсуждался многими авторами, в том числе (Тимофеев, 1960; Coachman, 1969; Lewis, 1982; Aagaard, 1982). В частности, в работе (Тимофеев, 1960) впервые была представлена картина циркуляции атлантических вод, выдвинутая на основе их термических свойств. Согласно этой картине атлантические воды образуют гигантский циклонический круговорот с центром, расположенным между северным полюсом и проливом Фрама. В течение многих лет эта схема подвергалась уточнениям в последующем ряде работ (Coachman, 1969; Трешников, Баранов, 1972; Никифоров, Шпайхер, 1980).

Атлантическая вода поступает в Арктику из Норвежского моря в виде двух потоков: через Баренцево море и через пролив Фрама (Западно-Шпицбергенское течение). Воды, поступающие через Баренцево море, довольно быстро теряют свое тепло благодаря интенсивному теплообмену с атмосферой при условии, что значительная часть этого моря не скрыта подо льдом, а само море не глубоко, средняя глубина около 300 м. Воды, поступающие через пролив Фрама, перемешиваются с холодными и распресненными водами Арктики и заглубляются до уровня, соответствующего их плотности, т. е. до глубины около 500 м, и распространяются далее на восток вдоль границы шельфовой зоны. Эти атлантические воды являются основным источником тепла для всей Арктики (Aagaard, Greisman, 1975). Обе ветви атлантических вод снова пересекаются в районе желоба Св. Анны и продолжают свое движение далее на восток вдоль шельфового склона. Согласно схеме, построенной на основе инструментальных измерений (Rudels и др., 1994), во время их дальнейшего движения происходит формирование циклонических круговоротов в бассейнах Амундсена и Нансена и в Канадском бассейне. Численное моделирование распространения атлантических вод предпринималось с использованием целого ряда моделей (Hakkinen, Mellor, 1992; Holland и др., 1996; Nazarenko и др., 1998; Zhang и др., 1998; Yakovlev, 1998; Karcher, Oberhuber, 2002; Karcher и др., 2003). Однако, как отмечалось в (Proshutinsky и др., 2005), ряд моделей демонстрирует циклоническую циркуляцию этих вод, тогда как другие циркуляцию противоположного направления. Вшашей работе (Gol-ubeva, Platov, 2007) показано, что различного характера поведения циркуляции в Арктическом бассейне можно достичь посредством вариации горизонтальной вязкости модели и с помощью применения параметризации топографических вихрей Neptune (Nazarenko и др., 1998). В работе (Yang, 2005) отмечается определяющая роль завихренности втекающих и истекающих потоков через проливы соединяющие Арктику с другими океанами.

Однако глубинные воды Северного Ледовитого океана не являются продуктом перемешивания указанных типов вод, так как их температура соотвествует температуре поверхностных вод, находящихся под влиянием атмосферных процессов и процессов связанных с формированием и таянием льдов, а соленость соотвествует солености атлантических вод. Как уже отмечалось ранее, для того чтобы поддерживать такую структуру арктического халоклина, согласно оценкам, сделанным в работе (Aagaard и др., 1981), необходимо формирование около 1−2 Св воды с температурой, близкой к температуре замерзания, и с соленостью S =34.75%,. Это возможно благодаря трем механизмам.

Первый связан с боковой адвекцией холодной и более соленой воды, сформированной на континентальном шельфе в результате сезонного льдообразования. Наилучшее соответствие между наблюдаемыми и модельными T-S профилями, согласно (Bjork, 1989, 1990), достигается при наличии шельфового стока таких вод с интенсивностью 1.2 Св. В работе (Cavalieri, Martin, 1994) оценивалась величина вклада в поддержание халоклина от полыней Аляски, Сибирского и Канадского шельфов. Оценки их размеров и интенсивности производства льда проводились на основе снимков из космоса. В целом, авторы подтверждают формирование 0.7−1.2 Св воды с соленостью 32.85%,.

Второй механизм пополнения вод арктического халоклина реализуется в результате выхолаживания и опреснения атлантической воды сразу же после ее проникновения в Арктический океан. Согласно приближенным оценкам (Steele и др., 1995), проведенным по наблюдениям в Баренцевом море, здесь производится около 30−50% халоклинной воды.

Третий механизм заключается в прямом проникновении глубинных вод Норвежского моря через пролив Фрама.

Среди этих трех механизмов наибольший вклад вносит первый, а наименьший третий.

Jones и др., 1995). Согласно (Rudels и др., 1996), халоклинная вода может также формироваться в Евразийском бассейне в результате атмосферного выхолаживания атлантических вод и их опреснения в ходе таяния льдов при одновременном конвективном перемешивании до глубины около 100 м.

Наиболее значимым среди перечисленных механизмов является ветровая полынья. Даже во время экстремально холодной зимы в Северном Ледовитом океане могут образовываться полыньи — пространства, свободные ото льда. Их образование может быть вызвано сильным ветром, который отгоняет льдины от берега (Pease, Salo, 1987), или апвеллингом теплой воды, приводящим к тому, что старый лед тает, а новый* не успевает сформироваться (Schneider, Budeus, 1995). Полынья, образованная* ветром, является источником значительного поступления тепла из океана в атмосферу, в результате чего на открытой поверхности образуется много шуги. Под действием ветра шуга переносится к границе полыньи, где скапливается в больших количествах, образуя, так называемое, «ледяное сало». В дальнейшем происходит его трансформация в консолидированный лед.

Формирование холодных вод с повышенной соленостью, вызванное чрезмерными потерями тепла и льдообразованием в полыньях на шельфе Арктики, являлось предметом изучения в целом ряде работ (Cavalieri, Martin, 1994; Schneider, Budeus, 1995; Chapman, 1999, 2000; Winsor, Bjork, 2000). Считается, что эти воды вносят свой вклад в поддержание структуры арктического халоклина (Aagaard и др., 1981), слоя с температурой близкой к температуре замерзания и с возрастающей с глубиной соленостью.

В сравнении с другими районами Арктического шельфа, Баренцево море достаточно глубоко (около 300 м) и имеет слабый речной приток. Основной приток составляют атлантические воды с повышенной соленостью, поставляемые Норвежским течением. Таким образом, Баренцево море наиболее пригодно для формирования здесь плотной придонной воды. Так, например, море Лаптевых или Восточносибирское море имеют значительный речной приток и менее глубокие (Midttun, 1985; Aagaard и др., 1981). Тем не менее, поскольку Баренцево море представляет собой достаточно широкий шельф, места формирования плотных придонных вод могут быть расположены на большом удалении от края шельфа (Blindheim, 1989) и поэтому ядро плотной воды по мере своего движения к краю шельфа будет включать в себя все большее и большее количество более легкой окружающей воды. Начальные свойства этого ядра, степень его удаления от края шельфа и количество и свойства вод, вовлекаемых внутрь ядра во время его перемещения, определяют, в коночном счете, до какой глубины способно это ядро погрузиться в центральной части Арктики.

Данные наблюдений и их использование в моделировании.

Современные исследования динамики океана и его акваторий немыслимо без использования данных инструментальных и спутниковых измерений. Массивы таких данных постоянно растут и все больше и больше из них становятся открытыми для широкого использования в научных исследованиях. Результаты анализа таких данных всегда вызывают живой интерес и служат источником многих теоретических построений. В представляемой работе этому вопросу уделяется повышенное внимание. По сути, результаты, полученные в ходе представляемых численных вычислений для Японского моря, во многом проявили себя уже на этапе предварительного анализа полей данных среднемесячных распределений температуры и солености в этом регионе.

Использование данных для сравнения получаемых с помощью численных моделей результатов с результатами анализа измерений или верификация модели, все более отходит на второй план и заменяется прямым использованием данных в процессе самого моделирования.

Восстановление значений метеорологических либо гидрологических полей в некоторой области по данным измерений в заданном нерегулярном множестве точек принято называть численным анализом данных измерений. В настоящее время наиболее популярным методом численного анализа данных измерений является метод оптимальной интерполяции. Метод оптимальной интерполяции является статистическим и состоит в минимизации средней по множеству реализаций ошибки анализа (Гандин, 1963). Развитие методов численного анализа и появление большого количества разнородных данных наблюдений, в том числе спутниковых, привело к постановке задачи восстановления пространственно-временного распределения метеорологических и гидрологических полей. При этом принято считать, что изменение геофизических полей во времени описывается с помощью математической модели, а задачу восстановления пространственно-временного распределения геофизических полей называют задачей усвоения данных измерений с помощью математической модели.

Наиболее простой способ учета данных измерений в ходе численного моделированияэто введение дополнительных релаксационных слагаемых в уравнения модели, обеспечивающих асимптотическое стремление моделируемых полей к получаемым натурным данным в случае отсутствия других источников. В литературе этот метод усвоения данных получил название nudging (см., например, (Anderson и др., 1996)). Именно этот подход будет использоваться в представляемой работе в ходе дальнейших численных экспериментов. Основная причина такого выбора состоит исключительно в простоте реализации и малости вычислительных затрат.

Более перспективной в настоящий момент является система усвоения данных, представляющая собой цикл прогноз-анализ (Ghil, Malanotte-Rizzolli, 1991). В этой системе прогноз по математической модели берется в качестве первого приближения для численного анализа, т. е. интерполируются в узлы регулярной сетки не абсолютные значения полей, а их отклонения от некоторого поля, называемого первым приближением (Климова, Ривин, 1996).

В последнее время такие системы усвоения, основанные на цикле прогноз-анализ, совершенствуются с привлечением общей вариационной постановки задачи и использованием сопряженной модели для минимизации соответствующего функционала, на основе известных результатов теории оптимального управления (СЫ1, Ма^пойе-ШггоШ, 1991). В то же время в ряде работ рассматривается постановка задачи усвоения данных в терминах теории оценивания с привлечением алгоритма фильтра Калмана (Лаг-тшИ, 1970).

Содержание и структура диссертации.

Целями диссертационной работы являются:

1. Изучение процессов, связанных с взаимодействием шельфовой зоны и окраинных морей с открытым океаном, включая формирование промежуточных и придонных вод, волновое взаимодействие, струйные и пограничные течения, глобальный свердрупов-ский перенос.

2 Изучение элементов шельфовой динамики: ветровая циркуляция, струйные течения, апвеллинг и даунвеллинг, береговые захваченные волны, сезонные колебания (муссоны), речной сток, льдообразование и таяние, ветровая полынья.

3. Построение и апробация параметризаций шельфовых процессов для модели крупномасштабной циркуляции океана. Создание региональной модели шельфовой зоны для ее использования в качестве вложенной в крупномасштабную модель океана.

На защиту выносятся:

1. Результаты численного исследования физических механизмов, способствующих формированию промежуточных вод Японского моря и их дальнейшему распространению по акватории, полученные с помощью численной модели циркуляции Японского моря с использованием данных климатического распределения полей температуры и солености СБЕМ.

2. Результаты изучения отклика системы глубокого океана и шельфовой зоны на прохождение береговой захваченной волны вблизи особенностей береговой линии и рельефа дна.

3. Результаты изучения особенностей приливных движений в районе Большого австралийского залива и малых заливов Южной Австралии и их влияния на характер шельфовой циркуляции в этом регионе.

4. Метод коррекции градиентов давления, позволяющий существенно уменьшить ошибки в определении скоростей шельфовых и склоновых течений в сигма-координатных моделях.

5. Результаты исследования механизмов и особенностей средне-летней динамики Большого австралийского залива, формирующейся под воздействием сезонного преобладания ветров, способствующих развитию прибрежного апвеллинга.

6 Новый подход учета распространяющихся вдоль побережья береговых захваченных волн для регионального моделирования шельфовой зоны океана.

7 Метод вытеснения и построенная с его применением система вложенных моделей с использованием крупномасштабной совместной модели океана и льда и региональной модели Баренцева и Карского морей, позволившая получить более детальную картину формирования промежуточных и придонных вод и более подробно описать распространение Атлантических вод вдоль шельфового склона европейского сектора Арктики.

Достоверность и обоснованность результатов.

Используемые в ходе проводимых исследований подходы основаны на физических законах динамики и термодинамики жидкости во вращающейся системе. Численное моделирование, являющееся необходимым инструментом в изучении процессов и явлений в окраинных морях и шельфовой зоне, базируется на применении известных методов вычислительной математики в соответствии с требованиями выполнения условий аппроксимации и устойчивости численных алгоритмов.

Излагаемые в диссертации результаты находятся в согласии с многочисленными исследованиями, проводимыми в аналогичных областях знания, или являются развитием известных подходов.

Сравнение полученных результатов с данными прямых наблюдений или с результатами анализа таких данных обеспечивает адекватность и достоверность результатов численного моделирования. Для сравнительного анализа использовались следующие наборы данных:

1. Набор данных GDEM (Generalized Digital Environmental Model).

2. Национальные таблицы приливов Австралии (Australian National Tide Tables).

3. Климатические данные Левитуса и Боера и РНС.

4. Атлас региональных морей CSIRO (CARS).

5. Данные измерения скорости течения на муринговых платформах А, В, Е, F, G и S южной Австралии 1980;1989 г.

6 Данные возвышения уровенной поверхности и температуры поверхности в австралийских портах — NTF (National Tidal Facility).

7 Данные спутникового альтиметра TOPEX/JASON и ТПО по снимкам AVHRR (ночные и дневные).

Совместная модель циркуляции вод Арктики и Северной Атлантики и льда, разработанная с участием автора диссертации и использованная для исследования окраинных арктических морей, принимает участие в международном проекте сравнения численных моделей океана и льда Арктического бассейна AOMIP (Arctic Ocean Model Intercomparison Project).

Научная новизна.

При анализе результатов численного исследования физических механизмов с использованием данных климатического распределения полей температуры и солености, была получена картина формирования и распространения’промежуточных вод Японского моря, состоящая из этапа накопления и опускания до соответствующих глубин вод этого типа в районе залива Петра Великого и этапа распространения этих вод в южном направлении в сторону бассейнов Улунг и Ямато, а также на восток в рамках ячейки северного круговорота.

Для проведения серии экспериментов с береговыми захваченными волнами (БЗВ) создана и апробирована идеализированная модель распространения БЗВ в шельфовой зоне и в примыкающей части открытого океана, позволившая подробно исследовать влияние особенностей топографии шельфа и береговой линии на обменные процессы между шельфом и открытым океаном при прохождении БЗВ. Благодаря разности фазовых скоростей для разных волновых чисел с помощью расщепления волнового пакета по скорости удалось выделить собственные функции БЗВ, соответствующие наиболее быстрой части спектра.

На основе решения уравнения распространения БЗВ предложен способ учета влияния БЗВ, образованной за пределами области моделирования, с помощью задания граничных условий на той части границы области, через которую возможно распространение таких волн. При этом фильтрованная временная изменчивость возвышения уровенной поверхности, полученная в результате наблюдений на береговых станциях, используется для модуляции первой моды БЗВ.

Для улучшения описания шельфовых течений был развит новый подход для вычисления корректора горизонтального градиента давления, применимый для моделей океана с вертикальной координатой, трансформированной в соответствии с топографией дна, основанный на вертикальной интерполяции самого градиента давления, а не плотности, что в случае слоя скачка становится непригодным. Проведенные тестовые эксперименты показали, что разработанный метод дает более надежные результаты по сравнению с некоторыми другими применяемыми методами.

Была создана и апробирована система вложенных моделей с использованием крупномасштабной совместной модели океана и льда и региональной модели Баренцева и Карского морей. Для обеспечения взаимодействия крупномасштабной и региональной модели был предложен подход, основанный на использовании схемы релаксации второго порядка применительно к полям температуры, солености и компонентам горизонтальной’скорости течения.

Для параметризации процесса перемещения плотных придонных вод, образующихся на шельфе Баренцева и Карского морей, в направлении локального наклона дна был предложен к применению метод вытеснения. С помощью этого метода удалось достичь более реалистичной картины формирования промежуточных и придонных вод Северного Ледовитого океана.

Содержание диссертации.

Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения, списков используемой литературы, рисунков, таблиц и принятых сокращений. Общий объем составляет 290 страница, включая 124 рисунка и 14 таблиц.

Список литературы

содержит 273 наименования.

Основные результаты диссертационной работы могут быть сформулированы в виде следующих четырех пунктов:

1. Впервые с помощью численного моделирования и анализа данных выявлены физические механизмы формирования и пути дальнейшего распространения по всей акватории промежуточных вод Японского моря. Подтверждена гипотеза формирования промежуточных вод в районе залива Петра Великого. Подтверждено образование соленостного пояса вдоль российского побережья.

2. В результате изучения ряда процессов, связанных с динамикой шельфовой зоны, выявлена роль береговых захваченных волн, приливов и градиентных течений в формировании шельфовой циркуляции и в процессе взаимодействия шельфовой зоны с открытым океаном.

3. В ходе численных экспериментов выявлены механизмы и особенности среднелетней динамики Большого австралийского залива, формирующейся под воздействием сезонного преобладания ветров, способствующих развитию прибрежного апвеллинга. Предложен новый подход учета распространяющихся вдоль побережья береговых захваченных волн.

4. Создана и апробирована система вложенных моделей, адаптированная для моделирования арктического шельфа России, включающая крупномасштабную модель северной части Атлантического океана и Северного Ледовитого океана с учетом льда и региональную модель окраинных арктических морей и шельфовой зоны. С помощью системы вложенных моделей с учетом разработанной параметризации перемещения плотных придонных вод вдоль локального наклона дна проведено исследование динамики шельфовой зоны Северного Ледовитого океана в районе Баренцева и Карского морей, выявлены основные механизмы, ответственные за формирование промежуточных и глубинных вод в условиях развивающейся ветровой полыньи.

Заключение

.