WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

 

На правах рукописи

Иванов Владимир Владимирович

СТРУКТУРООБРАЗУЮЩИЕ ГИДРОФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

В ПРИАТЛАНТИЧЕСКОЙ АРКТИКЕ

Специальность 25.00.28 Океанология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени

доктора физико-математических наук

Санкт-Петербург 2012

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении

«Арктический и антарктический научно-исследовательский институт» Федеральной

службы по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды Министерства

природных ресурсов Российской Федерации, г. Санкт-Петербург

Официальные оппоненты:

Яковлев Николай Геннадьевич, доктор физико-математических наук, доцент, ведущий научный сотрудник Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института вычислительной математики Российской академии наук

Семенов Владимир Анатольевич, доктор физико-математических наук, ведущий научный сотрудник Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института физики атмосферы им. А.М. Обухова Российской академии наук

Чубаренко Ирина Петровна, доктор физико-математических наук,

ведущий научный сотрудник Атлантического Отделения Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института океанологии им. П.П. Ширшова Российской академии наук

Ведущая организация

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт прикладной физики Российской академии наук

Защита состоится « »____________2012 г. в ___ч. ___мин. на заседании Диссертационного совета Д 002.239.02 при Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте океанологии им. П.П. Ширшова Российской академии наук по адресу: 117997, г. Москва, Нахимовский пр., д.36

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН

Автореферат разослан «___» ______________2012 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

кандидат физико-математических наук                                А.И. Гинзбург

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Наиболее заметным климатическим событием последнего двадцатилетия, произошедшим в Северном Ледовитом Океане (СЛО), является сокращение площади ледяного покрова в летний сезон (Kwok et al., 2009). Рекордная за всю историю спутниковых наблюдений минимальная площадь льда наблюдалась в сентябре 2007 года (4.13 млн. кв. км, при средней площади в период летнего минимума около 7 млн. кв. км). В 2011 году площадь льда почти достигла минимума 2007 года. В 2005-2011 годах летняя площадь льда также была заметно меньше, чем в предыдущее десятилетие, и существенно меньше климатической нормы.

Столь значимые изменения в состоянии поверхности океана с неизбежностью должны сказаться на динамической и термохалинной структуре его вод. Учитывая большую инерционность процессов в гидросфере по сравнению с процессами в атмосфере и ледяном покрове, можно ожидать, что отклик океана на происходящие изменения в этих двух средах будет характеризоваться сдвигом по времени относительно вынуждающих сил и большей продолжительностью. Структура вод океана формируется гидрофизическими процессами различного пространственного и временного масштаба. Применительно к условиям СЛО важнейшими структурообразующими процессами, обеспечивающими устойчивое состояние его режима, являются вертикальная конвекция и водообмен с сопредельными океанами Атлантическим и Тихим (Никифоров и Шпайхер, 1980). Вертикальная конвекция является основным процессом, обеспечивающим вентиляцию глубинных слоев СЛО, причем специфические механизмы ее реализации зависят от структурных особенностей конкретного бассейна СЛО. В Северо-Европейском Бассейне в качестве такого механизма выступает глубокая конвекция открытого океана, а в Арктическом Бассейне  – шельфовая конвекция, сопровождающаяся каскадингом уплотненных вод вдоль континентального склона (Rudels, Quadfasel, 1991). Если конвекция является основным агентом перераспределения свойств по вертикали, то водообмен СЛО с сопредельными океанами выполняет основную функцию перераспределения свойств по горизонтали. При этом особое место занимает крупномасштабная адвекция теплой и соленой воды из Северной Атлантики, являющаяся основным внешним источником тепла и соли для СЛО (Тимофеев, 1960).

Согласно принятой международной классификации СЛО подразделяется на три региона: Северо-Европейский Бассейн (СЕБ), Арктический Бассейн (АБ) и окраинные арктические моря. СЕБ, включающий Норвежское, Гренландское и Баренцево моря, сообщается с АБ через глубоководный пролив Фрама (между Гренландией и Шпицбергеном) и сравнительно мелкие проливы в северной части Баренцева моря. На юге граница между СЕБ и Северной Атлантикой проходит вдоль подводного хребта между Гренландией и Шотландией. Географическим объектом данного исследования является регион СЛО, охватывающий СЕБ и западную часть АБ. Эта часть СЛО в наибольшей степени подвержена влиянию океанских и атмосферных процессов в Северной Атлантике и в дальнейшем определяется под единым названием «Приатлантическая Арктика» (рис. 1). В силу преобладающего направления зональных переносов в умеренных широтах Северного полушария с запада на восток приатлантическая Арктика (ПА) оказывается той частью СЛО, которая в первую очередь испытывает воздействие атмосферных вихрей и океанских течений, приносящих тепло и влагу/соль в СЛО. Благодаря этому ПА является наиболее чувствительной частью СЛО, быстро реагирующей на изменения, происходящие в умеренных широтах и оказывающей сильное обратное воздействие на сопредельный регион Северной Атлантики.

Происходящие изменения параметров арктического ледяного покрова влияют на характер гидрофизических процессов, определяющих структуру водных масс и течений, которые, в свою очередь, формируют океанографический режим СЛО. Прогноз изменений океанографического режима СЛО под действием меняющихся внешних факторов представляет актуальную научную задачу. Необходимым этапом на пути ее решения является количественное описание ключевых гидрофизических процессов, определяющих структуру и динамику вод, а также прогноз возможных изменений этих процессов, обусловленных современными изменениями состояния арктического ледяного покрова.

Актуальность исследования дополнительно подкрепляется тем фактом, что в морских арктических экспедициях 1990-2000-х годов был собран обширный фактический материал, потребовавший переосмысления ряда устоявшихся положений о гидрофизических процессах, определяющих структуру и динамику водных масс в СЛО.

Основной целью исследования является: количественное описание структурообразующих гидрофизических процессов и анализ перспектив их изменения, связанного с возрастанием энергообмена через поверхность океана (из-за значительного сокращения площади летнего ледяного покрова). Под структурообразующими гидрофизическими процессами в данной работе подразумеваются:

- глубокая конвекция в морях СЕБ;

- шельфовая конвекция, сопровождаемая каскадингом, в АБ;

- крупномасштабная адвекция теплой и соленой воды из Северной Атлантики.

Данный выбор обусловлен актуальностью фундаментальной научной проблемы, на решение которой направлено исследование (анализ причин и оценка возможных последствий современных климатических изменений), а также практической значимостью выносимых на защиту результатов для повышения качества (уменьшения неопределенности) существующих методов прогноза состояния Арктической климатической системы на ближайшие годы-десятилетия.

Рис. 1. Рельеф дна СЛО. Граница приатлантической Арктики показана пунктирной линией.

Для достижения цели исследования были поставлены следующие задачи:

  1. Развить существующие концепции глубокой конвекции применительно к океанографическим условиям в СЕБ.
  2. Обобщить теорию шельфовой конвекции для прикромочной ледовой зоны.
  3. Выявить роль каскадинга с арктических шельфов в модификации водных масс Арктического Бассейна.
  4. Уточнить структуру и динамику атлантического слоя в ПА на основе анализа новых экспериментальных данных и математического моделирования.
  5. Оценить перспективы изменения структурообразующих гидрофизических процессов в ПА, обусловленных сокращением летнего ледяного покрова.

Для решения поставленных в работе задач:

- собран и обработан массив океанографической информации, послуживший фактической основой выполненного исследования;

- выполнена статистическая обработка данных натурных наблюдений, результатом чего стали сформулированные физические гипотезы о механизмах глубокой и шельфовой конвекции в приатлантической Арктике;

- построены и применены балансовая и аналитическая модели, описывающие обострение и релаксацию внутрипикноклинной линзы в Норвежском море;

- построена и применена балансовая модель развития шельфовой конвекции в прикромочной ледовой зоне Баренцева моря;

- оптимизирован расчетный алгоритм и модифицирован программный код численной модели POLCOMS, которая являлась основным инструментом для проведения численных экспериментов по исследованию каскадинга с арктических шельфов;

- выполнены численные эксперименты по исследованию каскадинга с шельфа Северной Земли и сценарные эксперименты для оценки возможных изменений в характере каскадинга в сезонно безледном СЛО;

- проведен качественный и количественный анализ результатов вихреразрешающего моделирования распространения атлантической воды в ПА, их сравнение с данными наблюдений и теоретическими предсказаниями.

Научную новизну работы составляют основные положения, выносимые на защиту:

  1. Обоснованы данными наблюдений и моделирования физические механизмы формирования конвективных образований в Северо-Европейском Бассейне СЛО. Объяснена сезонная эволюция квазистационарного антициклонического вихря (АЦ-вихря) в Норвежском море и неизменность его пространственного положения в границах Лофотенской котловины. Показано, что стадии эволюции АЦ-вихря включают: глубокую конвекцию в зимний сезон и вязкую релаксацию в летний сезон. Сохранение пространственного положения вихря в Лофотенской котловине связано с его дрейфом в топографически-обусловленном крупномасштабном циркуляционном поле.
  2. Предложен и подтвержден данными наблюдений и моделирования механизм шельфовой конвекции в прикромочной зоне, отделяющей покрытое льдом море от открытой воды. Вынос льда с шельфа приводит к быстрому таянию льда в теплой воде и ее распреснению. На освободившихся ото льда участках шельфа интенсифицируется ледообразование, сопровождающееся осолонением воды. Таяние льда в теплой глубоководной зоне и его образование на шельфе способствует быстрому формированию плотностных градиентов между шельфом и глубоким морем. Эффективность процесса обусловлена отсутствием внутреннего ограничения на время действия указанного механизма, которое зависит лишь от внешних метеорологических условий.
  3. Выявлена ключевая роль каскадинга с арктических шельфов в трансформации водных масс Арктического Бассейна. Методами численного моделирования, подтвержденного данными наблюдений, показано, что в приатлантической Арктике плотная вода, формирующаяся на шельфах, способна проникать до уровня глубинной Атлантической воды (АВ), эффективно охлаждая и распресняя последнюю. В рамках прогностического численного эксперимента показано, что в условиях наблюдаемого в настоящее время уменьшения площади летнего ледяного покрова роль арктических шельфов как источника уплотненной воды, вентилирующей глубинные слои СЛО, будет возрастать. 
  4. Установлен ряд ранее неизвестных особенностей структуры и динамики Атлантической водной массы в СЛО. Открыта сезонная изменчивость в температуре АВ, распространяющейся вдоль континентального склона котловины Нансена в Арктическом бассейне СЛО. Установлено изменение теплового режима АВ в приатлантической Арктике с начала 2000-х годов. Выявлено наличие теплового воздействия атлантической воды в котловине Нансена на морской лед. Методами численного моделирования, оттестированного данными наблюдений, выявлена ранее неизвестная ветвь крупномасштабного переноса АВ в приатлантической Арктике.

Достоверность представленных результатов определяется физической обоснованностью задач, фундаментальностью применяемых уравнений геофизической гидродинамики, а также практическим опытом их применения для решения прикладных задач. Интерпретация результатов расчетов проводится путем сопоставления с теоретическими положениями и с данными натурных наблюдений. Анализ этих сопоставлений дает основания для оценки состоятельности рабочих гипотез, которые исследовались в рамках выполненных экспериментов.

Практическая значимость. Глобальные климатические изменения, ознаменовавшие начало нового тысячелетия (IPCC Report, 2007), меняют физико-географическую карту мира. Для России – крупнейшей арктической державы, усилившееся в последние годы таяние морских льдов в Северном Ледовитом океане открывает новые перспективы технологического освоения арктических шельфов (разработка нефтяных и газовых месторождений), расширения зон промышленного рыболовства и эффективного использования трансарктических транспортных магистралей. Результаты выполненных исследований важны для разработки прогнозов состояния арктического климатической системы и ее отдельных компонент на ближайшие годы. Благодаря сокращению летнего ледяного покрова, хозяйственная деятельность в Арктике и, соответственно, нагрузка на арктическую экосистему заметно возросли. В этих условиях надежность и достоверность прогностической информации становится одним из ключевых факторов, позволяющих уменьшить риски возникновения нештатных ситуаций и экологических катастроф, связанных с человеческой деятельностью.

Апробация работы. Основные результаты, составившие содержание данной работы, докладывались на итоговых сессиях заседаниях Ученого совета ААНИИ (2010, 2011), на семинарах Отдела взаимодействия океана и атмосферы ААНИИ (2010-2012), Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН (2009, 2012), Института прикладной физики РАН, Морского гидрофизического института АН Украины (2012), Международного Арктического климатического научного центра университета Аляски (2007, 2008), Шотландского морского института (2009), Института морских исследований университета Плимута (2002, 2003, 2004, 2009), Национального океанографического центра Великобритании в Саутгемптоне (2009, 2011, 2012), на ежегодных ассамблеях Европейского геофизического общества (1994, 2001, 2005, 2007, 2009, 2010, 2011), ежегодных ассамблеях Американского геофизического союза (2004, 2006), ежегодных Всебританских арктических конференциях (2009, 2011), Всемирном океанологическом конгрессе (2006, 2008, 2012), ассамблеях Международного сообщества по геодезии и геофизике (2007, 2011), Международной конференции «Климатические изменения в полярных и субполярных регионах» (2011), Международных и российских конференциях по Международному Полярному Году (2008, 2009, 2012), Международной конференции «Система моря Лаптевых» (1996, 2010), Международной конференции «Пограничные эффекты в стратифицированных, вращающихся жидкостях» (1995), заключительной конференции по Международной программе АКСИС (2003), заключительной конференции по Международной программе «Моря СЕБ» (1995). Материалы диссертации представлены в научно-технических отчетах по проектам РФФИ, ФЦП, ЦНТП, ИНТАС и отчетах о научно-исследовательской работе в экспедициях на НЭС «Профессор Мультановский» (1993), «Академик Федоров» (1998, 2000), «Поларштерн» (1996, 1997), «Лансе» (2004, 2005), «Капитан Драницын» (2006, 2008, 2009) и «Виктор Буйницкий» (2007). Исследования, составившие содержание данной работы, получили финансовую поддержку в рамках ФЦП «Мировой океан» (1998-2000), ЦНТП 5.3.1 (2011-2013), РФФИ (1995, 2010), ИНТАС(1999, 2003), НАБОС-АВЛАП (2003-2009), «Система моря Лаптевых» (2009), Российско-Германской лаборатории им. Отто Шмидта (2010, 2011), Европейского проекта АКСЕСС (2011, 2012).

Личный вклад автора. Автор принимал непосредственное участие в организации и проведении 11-ти научно-исследовательских экспедиций в Северный Ледовитый океан, результаты которых составили фактическую основу выполненных исследований. Автором: выполнена статистическая обработка данных натурных наблюдений, результатом чего стали сформулированные физические гипотезы о механизмах глубокой и шельфовой конвекции в приатлантической Арктике; построены балансовая и аналитическая модели, применяемые в диссертации; улучшен алгоритм и модифицирован программный код численной модели POLCOMS с внесением ряда существенных улучшений, которые впоследствии вошли в программный пакет и документацию. Автор выполнил все описанные численные эксперименты на модели POLCOMS и принял непосредственное участие в анализе результатов расчетов на модели ОССАМ. В работах, относящихся к выносимым на защиту результатам и выполненным в соавторстве, вклад автора является определяющим.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 43 работы, включая одну монографию и 37 статей в отечественных и зарубежных рецензируемых журналах (из них 33 - из списка ВАК).

Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, 5-ти глав, заключения и списка использованных источников из 218 наименований. В ней содержится 305 страниц, 13 таблиц и 85 рисунков.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во Введении определяется цель исследования, раскрывается актуальность диссертационной работы, формулируются задачи работы и описывается ее структура. Объясняется понятие «Приатлантическая Арктика», которое не является общепринятым термином в международной номенклатуре географических объектов. Здесь же кратко излагаются применяемые методы исследования, а также формулируются результаты, выносимые на защиту, их научная новизна и практическая значимость.

Глава 1 посвящена введению в научные проблемы, которые рассмотрены в диссертационной работе, и описанию методов исследования.

В параграфе 1.1 кратко изложены основные достижения отечественных и зарубежных ученых в исследованиях глубокой конвекции в СЕБ (раздел 1.1.1), шельфовой конвекции и каскадинга в АБ (раздел 1.1.2), структуры и динамики атлантического слоя в СЛО (раздел 1.1.3).

В параграфе 1.2 приводится описание трехмерной гидродинамической модели POLCOMS (Proudman Oceanographic Laboratory Modeling System), которая применялась для решения задач, рассмотренных в диссертационной работе. Приведены полная система уравнений, включающая уравнения баланса импульса, тепла и соли; уравнение неразрывности; уравнение состояния и уравнение баланса энергии турбулентности. Указаны варианты задания граничных условий на поверхности, дне и горизонтальных границах.

В параграфе 1.3 дан краткий обзор современных методов океанографических наблюдений в Арктике, результаты которых составили фактическую основу диссертационного исследования.

Во второй главе анализируется процесс глубокой конвекции в морях СЕБ. В параграфе 2.1 кратко рассмотрены физические механизмы глубокой конвекции: термический и халинный. Под конвективным перемешиванием («конвекцией») в океанографии понимаются разнонаправленные вертикальные движения в столбе воды, в результате которых неустойчивое распределение плотности сменяется устойчивым. Конвекция считается глубокой, если глубина ее проникновения соизмерима со средней глубиной океана.

В параграфе 2.2 приведено сопоставление натурных данных с результатами расчета на балансовой модели глубокой конвекции с учетом термобарического эффекта (Алексеев и др., 1995). Показано, что необходимым условием развития глубокой конвекции в Гренландском море является формирование в поверхностном слое зон с соленостью, превышающей критическое значение (34.82 psu). Главным механизмом, регулирующим соленостный режим в Гренландском конвективном круговороте, является соотношение адвекции арктических поверхностных и атлантических вод.

В параграфе 2.3 изложены базовые положения о феномене зимней глубокой конвекции в Лофотенской котловине Норвежского моря. Выполненные автором исследования на основе анализа натурных данных и моделирования позволили предложить теоретическую концепцию, объясняющую существование квазистационарной термохалинной аномалии (АЦ-вихря) в Лофотенской котловине (Иванов и Кораблев, 1995а; Иванов и Кораблев, 1995б). Базовым положением данной концепции является утверждение, что термохалинная аномалия в Лофотенской котловине формируется в результате зимней конвекции, проникающей до глубины около 1 км. Своеобразие процесса конвекции в Лофотенской котловине (в отличие от рассмотренной выше гренландской конвекции) заключается в том, что опускающаяся вода оказывается теплее подстилающей, т.е. требуемый дефицит плавучести возникает не только в результате зимнего охлаждения, но в большей степени благодаря инверсионному вертикальному распределению солености в районе Лофотенской котловины.

В параграфе 2.4 методами математического моделирования исследуется динамика развитых конвективных образований. В разделе 2.4.1 на модели POLCOMS воспроизведена эволюция конвективной зоны с горизонтальным масштабом, превышающим бароклинный радиус Россби. В согласии с теорией и лабораторными экспериментами (Saunders, 1973) за время, равное нескольким периодам вращения, исходная плотностная аномалия цилиндрической формы распадается на дискретное число циклонических вихрей. Количество вихрей определяется числом Бургера. В случае числа Бургера, превышающего 3.64, распада не происходит – исходный вихрь сохраняет свою идентичность.

В разделе 2.4.2 исследуется роль вязкости в эволюции развитых конвективных образований, утративших связь с поверхностью и регистрируемых в СЕБ в форме аномалий термохалинных и динамических характеристик (так называемх внутрипикноклинных линз). С этой целью в рамках трехслойной линеаризованной модели осесимметричной внутрипикноклинной, гидростатически скомпенсированной линзы изучается динамика антициклонического вихря в Лофотенской котловине Норвежского моря (Иванов и Кораблев, 1995б). Стационарная система уравнений, включающая уравнения баланса горизонтальных компонент импульса и уравнение неразрывности, решается аналитически относительно компонент скорости. Интегрирование уравнения неразрывности с учетом граничных условий позволяет получить эволюционное уравнение для толщины линзы (Журбас и Кузьмина, 1981). Сопоставление результатов расчета максимальной толщины линзы с данными наблюдений подтвердило реалистичность механизма летней релаксации АЦ-вихря вследствие формирования поперечной циркуляции в наклонных экмановских слоях на фронтальных границах линзы (Федоров, 1983).

       В разделе 2.4.3 на упрощенной (баротропной) аналитической модели исследуется влияние внешнего циркуляционного поля на динамику развитых конвективных образований (Иванов и Кораблев, 1995б). В силу фундаментального принципа сохранения потенциального вихря, в Северном полушарии понижения рельефа способствуют формированию циклонической циркуляции в первоначально прямолинейном потоке. Применение аналитического решения (Козлов, 1981) для осесимметричного экспоненциального понижения рельефа дна, аппроксимирующего Лофотенскую котловину, позволило установить, что над котловиной должен формироваться замкнутый крупномасштабный циклонический вихрь. Это заключение подтверждено имеющимися данными 6-ти последовательных съемок в Лофотенской котловине в 1987-88 гг., показывающими смещение АЦ-вихря вдоль генеральной циклонической траектории (рис. 2).

Рис. 2. Изменение положения центра АЦ-вихря по данным последовательных съемок в 1987-88 гг.

Глава 3 посвящена исследованию шельфовой конвекции и каскадинга в Приатлантической Арктике. Шельфовая конвекция это тип конвекции, которая происходит на мелководном шельфе, ограниченном с одной стороны береговой линией, а с другой континентальным склоном. Принципиальное отличие шельфовой конвекции от глубокой создает то обстоятельство, что в случае распространения шельфовой конвекции до дна результатом этого процесса может стать каскадинг придонное гравитационное течение, выносящее уплотненную воду из очага формирования (шельфа) в глубокое море. Благодаря этому шельфовая конвекция и каскадинг обеспечивают эффективный механизм горизонтального и вертикального переноса массы/тепла/соли.

В параграфе 3.1 рассмотрены физические механизмы шельфовой конвекции, вводится понятие «механизма топографического контроля», аналогичного понятию «дифференциального охлаждения/прогрева» в пресноводных водоемах (Чубаренко, 2012). В разделе 3.1.1 описаны основные особенности шельфовой конвекции в заприпайных полыньях. Этот тип шельфовой конвекции характерен для районов СЛО, где ледяной покров присутствует круглый год. При этом температура воды у поверхности близка к точке замерзания, и поток тепла из океана в атмосферу в основном расходуется на ледообразование. Рассол, выделяющийся в воду в процессе ледообразования, эффективно увеличивает соленость и плотность подледного слоя, создавая условия для халинной конвекции. Процесс интенсивно развивается в свободных ото льда зонах (полыньи, разводья), поскольку при одинаковых метеорологических условиях энергообмен через свободную ото льда поверхность моря на 1-2 порядка величины превышает энергообмен через лед толщиной более 1 м (Ivanov and Golovin, 2007). По этой причине в СЛО распространяющаяся до дна шельфовая конвекция, как правило, наблюдается в квазистационарных заприпайных полыньях, которые формируются на шельфе в зимний сезон под действием ветра и имеют горизонтальные масштабы от десятков до сотен километров (Захаров, 1996).

В разделе 3.1.2 изложена оригинальная авторская концепция альтернативного «полыньевому» механизма формирования уплотненной воды в замерзающих морях. Этот механизм встречается в морях с сезонным ледяным покровом (Баренцево, Берингово) и связан с неравномерным ледообразованием в прикромочной зоне. Отличительной чертой прикромочной зоны является близкое соседство покрытой льдом акватории, где температура воды близка к точке замерзания, и свободного ото льда пространства, а температура поверхностного слоя существенно выше. Вынос льда из шельфовой зоны, происходящий под действием благоприятного ветра, приводит к быстрому таянию льда в теплой воде и ее распреснению. В то же время на освободившихся ото льда участках шельфа интенсифицируется ледообразование, сопровождающееся осолонением воды. Таяние льда в теплой глубоководной зоне и его образование на шельфе способствуют быстрому формированию плотностных градиентов между шельфом и глубоким морем. Этот процесс особенно эффективен, поскольку в отличие от полыньи, ограниченной со стороны глубокого моря дрейфующим льдом и существующей весьма ограниченное время (порядка нескольких дней), в прикромочной зоне отсутствует внутреннее ограничение на время действия указанного механизма, которое зависит лишь от внешних (метеорологических) условий (направления ветра и температуры воздуха).

Для проверки справедливости изложенной теоретической концепции применяется интегральная модель, основанная на уравнениях баланса тепла и соли в верхнем квазиоднородном слое (ВКС). Изменение количества тепла и соли в ВКС с постоянной толщиной (H), частично покрытым льдом, описывается следующими уравнениями (Ivanov and Shapiro, 2005):

                       (1)

       (2)

В (1), (2): T и S – средние по ВКС температура и соленость; Q – суммарный поток тепла на поверхности моря; (E-P) – разность испарения и осадков в единицу времени; Wao  – скорость изменения толщины льда вследствие замерзания на поверхности моря; Wio – скорость изменения толщины льда вследствие образования/таяния льда на его нижней границе; Fc – тепловой поток через лед; ε – концентрация льда в долях единицы; ρ – средняя плотность морской воды; ρi – средняя плотность льда; Ls – удельные затраты тепла на кристаллизацию; cp – удельная теплоемкость морской воды при постоянном давлении; Si – соленость вновь образующегося морского льда; AT и AS – дивергенция горизонтальных адвективных потоков тепла и соли. Турбулентные потоки тепла на поверхности и на нижней границе льда задаются традиционными пулуэмпирическими балк-формулами. Уравнения (1), (2) с рядом дополнительных упрощений были применены для расчета эволюции вертикальной термохалинной структуры на западном шельфе архипелага Новая Земля в районе, для которого существуют документальные свидетельства формирования уплотненных вод на шельфе (Ivanov et al., 2004). Сопоставление результатов расчетов с данными трех последовательных гидрологических съемок, выполненных советскими научно-исследовательским судами в декабре 1987 г., подтвердили принципиальную возможность развития шельфовой конвекции в прикромочной зоне через последовательность указанных событий. Реалистичность изложенного сценария перестройки термохалинной структуры была также подтверждена путем сопоставления объема льда, сформировавшегося за исследуемый интервал времени в «холодной подобласти», с объемом льда, растаявшего в «теплой подобласти». В предположении, что принесенный лед полностью вытаивает в теплой воде, из уравнения баланса объема льда получается искомая оценка кумулятивной толщины образовавшегося льда (рис. 3).

В параграфе 3.2 дается систематическое изложение основ теории каскадинга. Рассмотрены последовательные этапы эволюции каскадинга, включающие: накопление уплотненной жидкости в очаге формирования, сопровождающееся возрастанием горизонтального градиента плотности; перемещение «языка» уплотненной жидкости вдоль и поперек уклона рельефа дна; квазиравновесный режим, при котором рост плотности в очаге формирования приостанавливается благодаря установлению баланса между объемом образующейся в очаге формирования уплотненной воды и ее выносом; бароклинную неустойчивость границы «языка» уплотненной воды, сопровождающуюся меандрированием и вихреобразованием; достижение уплотненной водой уровня эквивалентной плотности и ее перемешивание с окружающей водой.

Рис. 3. Схема фазовых переходов, трансформации термохалинной структуры и дрейфа льда в прикромочной зоне. Объем льда определен из расчета на 1 м2 в поперечном направлении.

       В параграфе 3.3 описаны наблюдения каскадинга в ПА (Ivanov et al., 2004) Изложена методика оценки параметров каскадинга по данным наблюдений на стандартных гидрологических разрезах (Иванов, 2011). Отличительной чертой, указывающей на потенциальную возможность каскадинга, является наличие более плотной воды в верхней части склона или на шельфе. В этом случае в плоскости разреза можно выделить 5 характерных точек, в каждой из которых определяется «вектор», включающий в качестве компонент температуру, соленость, потенциальную плотность, расстояние от бровки шельфа и глубину. По этим параметрам в указанных точках рассчитываются числовые характеристики каскадинга. Они позволяют количественно сопоставить выявленные случаи каскадинга, определить его механизм, интенсивность, связанные с каскадингом потоки тепла и соли и др. По данным, собранным из публикаций и архивов для региона ПА, было обнаружено 23 подтвержденных случая каскадинга в 7-ми различных районах.

В параграфе 3.4 исследовано формирование уплотненных вод на северо-западном шельфе и материковом склоне моря Лаптевых зимой 1984-85 гг. Исходными данными для анализа послужили материалы гидрологических съемок ААНИИ в море Лаптевых в октябре 1984 г. и в апреле 1985 г., данные ледовых авиаразведок из архивов ААНИИ и срочные метеорологические наблюдения. В разделе 3.4.1 проанализированы данные наблюдений, позволившие количественно оценить трансформацию термохалинной структуры на шельфе и в прилегающей глубоководной зоне моря Лаптевых в течение зимнего сезона. Из сравнения осенних и весенних съемок было установлено формирование зон уплотненной воды на шельфе и их стекание вдоль материкового склона. В разделе 3.4.2 сопоставлены независимые оценки величины осолонения шельфовых вод, рассчитанные по гидрологическим данным и по материалам ледовых авиаразведок, подкрепленных метеорологической информацией (Ivanov, Golovin, 2007). Выполненные балансовые расчеты позволили установить, что только 20% соли, выпадающей при ледообразовании на шельфе, остается на нем.

Параграф 3.5 посвящен математическому моделированию каскадинга на шельфе и материковом склоне моря Лаптевых при помощи модели POLCOMS. Приводится постановка задачи, описание численных экспериментов и анализ их результатов. В разделе 3.5.1 приводится описание параметров расчетной сетки, формулируются начальные и граничные условия, которые задавались в численных экспериментах. Для оценки связанных с каскадингом потоков тепла и соли определялся интегральный перенос воды в «языке» уплотненной воды. Пересечения границ «языка» с изобатами дают естественные горизонтальные пределы интегрирования. В этих границах рассчитывались следующие интегралы, определяющие суммы среднего () и вихревого  () потоков:

        (3),

где K(1, cPT, S) – «вектор» с компонентами, описывающими объем, теплосодержание и количество соли; K – горизонтальный контраст между водой в «языке» и вне его (); vn – нормальная к изобатам компонента скорости, имеющая положительные значения вниз по склону (); dl – единичное расстояние вдоль изобаты z=H(, ) между вертикальными границами l1 и l2; z1 и z2 – нижняя и верхняя границы слоя интегрирования; и – горизонтальные координаты.

В разделе 3.5.2 описаны установочные эксперименты, основной целью которых являлась проверка соответствия результатов, получаемых на модели POLCOMS теории каскадинга. В установочных экспериментах рельеф дна задавался аналитическими функциями. Эти эксперименты показали, что избыточная соль выносится с шельфа в процессе каскадинга бароклинными вихрями и стоком через придонный экмановский слой. Время установления квазиравновесного режима, т.е. время, требуемое для достижения баланса между поступлением соли через поверхность океана и ее адвективным выносом стекающей уплотненной водой, составляет около 1 месяца. В течение более длительного времени бароклинные вихри образуют единую макроструктуру («язык»), которая распространяется вдоль и поперек склона, следуя крупномасштабным неоднородностям рельефа дна.

В разделе 3.5.3 показано, что задание более реалистичного рельефа дна и пространственного положения очагов формирования уплотненной воды на шельфе принципиально не меняет результаты, полученные в установочных экспериментах. В зависимости от крутизны склона поток через придонный экмановский слой варьируется от 25% на 200 м до 80% на 500 м. Вклад среднего и вихревого потоков в интегральный перенос меняется от одинакового (в пределах придонного экмановского слоя) до значительного (в несколько раз) преобладания вихревого потока. В среднем по склону вихревой поток в 4 раза превышает средний поток.

Рис. 4. Схема потоков тепла (МДж/м/с) и соли (Тн/м/с), связанных с каскадингом-апвеллингом.

Результаты численных экспериментов для стратифицированного океана представлены в разделе 3.5.4. Средний и вихревой потоки соли с шельфа в глубокий океан быстро затухают с увеличением глубины из-за стабилизирующего эффекта фоновой стратификации, которая уменьшает горизонтальный перепад плотности. Уровень эквивалентной плотности достигается между 300 и 400 м, т.е. несколько ниже теплого ядра АВ. Вклад среднего переноса в придонном экмановском слое в среднем в 4 раза меньше, чем вихревой перенос бароклинными вихрями. Соответственно, несмотря на то, что средний расход в направлении глубокого океана сравнительно невелик (~0.02 Св), потоки тепла и соли оказываются достаточными для заметного охлаждения и распреснения АВ, переносимой пограничным течением вдоль евразийского континентального склона (рис. 4). Расположенный над АВ холодный галоклин получает соль как от шельфовой воды (вследствие каскадинга), так и от нижележащей АВ (вследствие компенсационного апвеллинга).

Глава 4 посвящена исследованию роли атлантической воды, поступающей в ПА из Северной Атлантики, в формировании гидрологического режима. В параграфе 4.1 на основе имеющихся в литературе сведений и результатов, полученных автором, описывается распространение АВ в ПА. Поступающая в Северо-Европейский бассейн из Северной Атлантики АВ переносится на север, преимущественно вдоль границ крупномасштабных фронтальных зон (Иванов и Кораблев, 1994). В северо-восточной части Норвежского моря поток атлантических вод разделяется на две ветви, проникающие затем в Арктический бассейн. Восточная ветвь (Нордкапское течение, Мурманское течение) распространяется в Баренцевом море как поверхностная водная масса, постепенно охлаждаясь и распресняясь вследствие перемешивания с шельфовыми водами конвективного происхождения. Западная ветвь (Западно-Шпицбергенское течение) переносит АВ на север вдоль континентального склона Шпицбергена. В северной части Гренландского моря значительная доля этих вод вовлекается в крупномасштабный циклонический круговорот с центром над Гренландской котловиной. Часть АВ, которая попадает в Арктический бассейн, после прохождения пролива Фрама поворачивает на восток и движется вдоль континентального склона котловины Нансена в виде глубинного пограничного течения, проникая в северные части окраинных морей через глубоководные желоба (Иванов, 2002).

В параграфе 4.2 на основе детальных натурных данных, полученных в экспедициях 2000-х годов в рамках международного проекта NABOS (Nansen and Amundsen Basin Observations System, Система наблюдений в котловинах Нансена и Амундсена, www.nabos.iarc.uaf.edu), анализируется трансформация АВ в котловине Нансена. В частности, показывается, что преобразование АВ в глубинную водную массу, происходящее в западной части котловины Нансена, отличается от традиционных воззрений (Никифоров и Шпайхер, 1980). Данные экспедиций 2000-х годов и наблюдения на долговременных автономных буйковых станциях (АБС) указывают на то, что под арктические воды погружается лишь самая верхняя часть АВ. Причем в процессе погружения она интенсивно перемешивается с вышележащими водами и охлаждается (в зимний сезон также за счет конвекции), образуя обновленный верхний однородный слой и термохалоклин (Ivanov et al., 2009). В рамках такой схемы следует, что из Арктического бассейна в пролив Фрама под действием касательного напряжения ветра выносится только лед и тонкий (экмановский) слой поверхностной арктической воды. Большая же часть однородного слоя и термохалоклин двигаются на восток вместе с АВ.

В параграфе 4.3 описаны характерные особенности вертикальной структуры АВ в котловине Нансена. Рассмотрены достоинства и недостатки традиционных подходов к определению верхней и нижней границ АВ. Указывается, что общепринятый критерий выделения АВ по нулевой изотерме является условным, поскольку в процессе трансформации в котловине Нансена верхняя часть АВ интенсивно теряет тепло, приобретая отрицательную температуру.

В параграфе 4.4 описывается ранее неизвестное явление, связанное с глубинной АВ в котловине Нансена – ярко выраженный сезонный ход температуры в ее теплом ядре. Хотя существование сезонного хода в АВ в СЕБ хорошо известно из наблюдений, традиционно считалось, что в АБ, после того как АВ теряет прямой контакт с поверхностью, сезонные колебания температуры быстро затухают. В разделе 4.4.1 приводятся результаты статистического анализа сезонных колебаний температуры АВ в СЕБ по данным многолетних измерений. На входе в АБ сезонные колебания температуры воды у поверхности превышают 1С и прослеживаются во всем слое АВ до глубины в несколько сотен метров. В разделе 4.4.2  проанализированы данные наблюдений на АБС, свидетельствующие о сохранении регулярных сезонных колебаний температуры вплоть до восточной границы котловины Нансена (Dmitrenko et al., 2009). После трансформации в западной части котловины Нансена ядро АВ оказывается на глубине более 200 м и утрачивает непосредственный контакт с процессами в верхнем перемешанном слое и в атмосфере. В силу этого передача сезонного сигнала из атмосферы представляется маловероятной. Фаза сезонного сигнала, определяемого по данным на последовательных АБС в котловине Нансена, не совпадает с астрономической. С учетом этих двух фактов было предложено возможное объяснение сохранения сезонного сигнала в ядре АВ на значительном удалении от пролива Фрама его «консервацией» и адвективным переносом в пограничном течении, распространяющемся вдоль континентального склона Евразии. Принципиальная возможность адвективного переноса сезонного сигнала проанализирована в разделе 4.4.3 в рамках упрощенной одномерной модели.

       В параграфе 4.5 описаны и проанализированы результаты моделирования преноса АВ вдоль евразийского континентального склона, полученные в вихреразрешающей модели ОССАМ (Aksenov et al., 2011). В разделе 4.5.1 приводится краткое описание модели ОССАМ (Ocean Circulation and Climate Advanced Modelling) глобальной модели циркуляции океана со свободной поверхностью, основанной на «примитивных» уравнениях движения в конечно-разностной форме. В разделе 4.5.2 на основе сравнения данных наблюдений с результатами моделирования анализируется структура переноса АВ в западной части котловины Нансена. Ядро течения в модели (u=17 см/с) находится над континентальным склоном на глубине 220 м, тогда как прямые наблюдения дают максимальную скорость 14 см/с на этой же глубине. Экстремальные величины термохалинных параметров, определяющие ядро АВ в модели и в наблюдениях, также хорошо согласованы по величине и по пространственному положению. Максимальные температура (4.5С) и соленость (35.05 psu) одинаковы в обоих случаях и расположены в верхней части континентального склона, над изобатой 1000 м. В разделе 4.5.3 рассмотрено усложнение структуры потока АВ после прохождения траверса желоба Св. Анны, через который в котловину Нансена поступает Баренцевоморская атлантическая вода (БАВ). В силу того, что, потенциальная плотность в БАВ выше, чем во Фрамовской ветви атлантической воды (ФАВ), выносимая через желоб Св. Анны БАВ погружается под теплое и более соленое ядро ФАВ и “отжимает” его от континентального склона. Взаимодействие ветвей АВ к востоку от желоба Св. Анны хорошо воспроизведено на модели ОССАМ. Ядра ФАВ и БАВ согласованно выделяются в полях измеренной и модельной температуры воды. В разделе 4.5.4 обосновывается утверждение, что интенсивное взаимодействие ФАВ с БАВ в море Лаптевых приводит к формированию новой водной массы, содержащей продукт смешения указанных компонент. Важным результатом моделирования является обнаружение третьей, так называемой шельфовой ветви АВ (ШАВ), которая, в силу отсутствия прямых измерений скорости течения вблизи бровки шельфа, не обнаруживается в данных наблюдений. В разделе 4.5.5 приводятся результаты модельных расчетов, показывающих, что к востоку от желоба Св. Анны наиболее интенсивный перенос наблюдается именно в слое ШАВ, у бровки шельфа. Средняя за интервал 1989-2004 гг. скорость этого течения на меридиане 104 в.д. на глубине 100–350 м составляет более 8 см/с. Как следует из расчетов, ШАВ поступает в котловину Нансена через восточную часть желоба Св. Анны, после чего поворачивает на восток, примерно следуя изобате 250 м. Термохалинные индексы ШАВ находятся в диапазоне, типичном для нижней части слоя холодного галоклина: 0.6 ± 0.2°C, 34.33 ± 0.05 psu, что указывает на наиболее вероятный очаг ее формирования – северо-восточную часть Баренцева моря (Rudels et al., 2004; Aksenov et al., 2011; Dmitrenko et al., 2011).

В главе 5 рассматриваются возможные воздействия наблюдаемого в настоящее время сокращения летней площади морского арктического льда на характер и проявления изучаемых в диссертации структурообразующих процессов. Глобальные климатические модели предсказывают переход к сезонному ледяному покрову до конца 21-го века (IPCC Report, 2007). В то же время существуют достаточно обоснованные теории, утверждающие, что наблюдаемые изменения являются проявлением естественной цикличности климатических процессов и в ближайшие 10-30 лет площадь морского льда вернется к климатической норме или даже превысит ее (Фролов и др., 2010). Анализ и выводы, представленные в данной главе, базируются на существующих фактах, показывающих, что на данном временном интервале состояние морского льда в СЛО существенно отличается от климатической нормы, что с неизбежностью должно найти отражение в характере рассматриваемых гидрофизических процессов.

В параграфе 5.1 рассмотрены объективные показатели и возможные последствия перехода АВ в ПА к новому тепловому состоянию, произошедшему в начале 2000-х годов. В разделе 5.1.1 проводится сравнительный анализ потепления в слое АВ, произошедшего в 1990-х и 2000-х гг. Показано, что отличительной чертой потепления в слое АВ, начавшегося в конце 1990-х - начале 2000-х годов, является его необратимый характер. При этом произошел переход к качественно новому тепловому состоянию АВ в АБ, которое сохраняется по настоящий момент и характеризуется повышенной (примерно на 1С) температурой в ядре ФАВ. В разделе 5.1.2 анализируются источники потепления АВ и оценивается скорость распространения тепловых аномалий в ядре АВ в ПА. На основе анализа данных наблюдений на АБС и гидрологических разрезах показано, что наиболее вероятным источником термохалинных аномалий является Северная Атлантика. При этом в СЕБ может происходить трансформация аномалий до их проникновения в АБ. Границы возможной скорости переноса теплового сигнала в СЕБ и АБ лежат в диапазоне 3.5–1.5 см/с (Polyakov et al., 2005; Dmitrenko et al., 2008). В разделе 5.1.3 проанализированы данные спутниковых измерений толщины морского льда в контексте возможного влияния АВ на ледяной покров в котловине Нансена (Ivanov et al., 2012). Как показано в параграфе 4.2, после прохождения пролива Фрама АВ не опускается под полярную воду, а интенсивно перемешивается с ней, отдавая тепло в атмосферу и подледный слой. Следствием этого является интенсивный вертикальный поток тепла, способный существенно изменить тепловой баланс ВКС (Polyakov et al., 2010). Анализ распределения толщины морского льда в зимние сезоны 2004–2008 гг. в западной части котловины Нансена показал существование локализованных минимумов толщины морского льда, вытянутых вдоль траектории распространения АВ (Ivanov et al., 2012). Количественная оценка возможного теплового вклада АВ в уменьшение объема льда в Арктическом Бассейне в последнее десятилетие дала величину около 20%.

В параграфе 5.2  приводятся результаты исследований в Гренландском море, свидетельствующие об ослаблении интенсивности глубокой конвекции начиная с конца 1980-х годов (Alekseev et al., 2001). Главной отличительной чертой изменений, произошедших в термохалинной структуре вод СЕБ в 1990–2000 гг., стало исчезновение «купола» глубинных и донных вод. В настоящее время вместо характерного подъема изотерм наблюдается промежуточный максимум температуры на горизонте около 1500 м, отделяющий Гренландскую глубинную водную массу (ГГВМ) от поверхностных и промежуточных вод.

В параграфе 5.3 приведены результаты численного моделирования на модели POLCOMS, показывающие принципиальную возможность усиления водообмена между шельфом и АБ в условиях уменьшения ледовитости (Иванов, 2011). Интенсивное ледообразование на освободившихся ото льда акваториях способствует возрастанию потока соли в водную толщу и как следствие – возрастанию плотностных градиентов между шельфом и глубоководной зоной. Возможность такого сценария была протестирована на модели POLCOMS применительно к условиям моря Лаптевых, где существование каскадинга подтверждено данными наблюдений и результатами моделирования (Ivanov, Golovin, 2007). Обобщенный результат расчетов на численной модели проиллюстрирован на рис. 5, где приведены потоки тепла и соли между шельфом и глубоким океаном, рассчитанные по формуле (3) для заданного диапазона величины потока соли на поверхности океана (FS). Модельные эксперименты подтверждают возрастание водообмена между шельфом и бассейном при увеличении вынуждающей силы. При этом поток тепла всегда является отрицательным (с шельфа выносится более холодная вода), а поток соли меняет знак с положительного на отрицательный при достижении стекающей с шельфа водой более соленого атлантического слоя.

(а)                                                        (б)

               

Рис. 5. Вызванные каскадингом потоки тепла FTE, МДж/м2/с (а) и соли FSE, г/м2/с (б) при постоянном вертикальном потоке соли на поверхности океана FS: 0.01 г/м2/с (белые столбики), 0.02 г/м2/с (серые столбики), 0.03 г/м2/с (черные столбики)

В Заключении кратко обобщены основные результаты работы и обсуждено их значение для анализа современных климатических тенденций. Рассмотренные в диссертации структурообразующие процессы в ПА играют роль связующего звена между климатически-значимыми процессами в СЛО и в Северной Атлантике, воздействуя, в частности, на «глобальный термохалинный конвейер» (ГТК) (Stocker and Wright, 1991). В климатических условиях, характерных для прошлого века, основным источником формирования уплотненных вод, питающих направленную к экватору ветвь ГТК, являлось зимнее конвективное опускание поверхностных вод в Гренландском, Норвежском и Исландском морях. В современном климате ослабление зимних конвективных процессов в морях СЕБ ведет к изоляции глубинных вод от поверхностного слоя. Дополнительным фактором, способствующим этому процессу, является распреснение поверхностных вод, обусловленное интенсификацией таяния арктического морского льда и усилением выноса пресных вод из АБ в СЕБ. Начало современного повышения температуры ГГВМ датируется примерно 1990 годом. По времени это совпадает с началом потепления АВ 1990-х годов в АБ. Возможным объяснением этого совпадения может служить то, что вырождение «купола» плотных вод над Гренландской котловиной ослабляет крупномасштабную бароклинную циркуляцию в СЕБ, благодаря чему возрастает объем атлантической воды, втекающей в АБ через пролив Фрама, и усиливается ее влияние на ледяной покров. В условиях пониженной ледовитости СЛО следует ожидать усиления водообмена между шельфом и АБ. Это может привести к смещению основного района образования плотной воды в Северном полушарии из СЕБ в АБ. В климатическом масштабе более плотная вода, формирующаяся в высоких широтах, обеспечивает стабильность ГТК. Возрастание роли АБ как источника более плотной воды для Мирового океана способно уменьшить отрицательный эффект блокирования меридионального переноса тепла вследствие таяния льдов и связанного с этим распреснения верхнего слоя океана в высоких широтах.

БЛАГОДАРНОСТИ

Автор выражает глубокую признательность своим научным наставникам: Генриху Васильевичу Алексееву, доктору географических наук, профессору, руководителю Отдела взаимодействия океана и атмосферы ААНИИ; Георгию Иосифовичу Шапиро, доктору физико-математических наук, профессору университета Плимута, а также Игорю Валентиновичу Полякову, доктору физико-математических наук, профессору университета Аляски, в содружестве и творческом партнерстве с которыми были получены многие из представленных в работе результатов. Автор благодарит соавторов своих публикаций за плодотворное сотрудничество и помощь. Автор признателен друзьям и коллегам в российских и зарубежных научных центрах за полезные обсуждения результатов и поддержку при подготовке диссертационной работы.

Список публикаций по теме диссертации

  1. Иванов В.В. Методы обработки океанологической информации с использованием персонального компьютера. СПб: Гидрометеоиздат, 2001. 105 с.
  2. Иванов В.В. Усиление водообмена между шельфом и Арктическим Бассейном в условиях снижения ледовитости // Доклады Академии Наук. 2011. Т. 441. № 1. С. 1-5.
  3. Иванов В.В. Наблюдения каскадинга на шельфе и континентальном склоне Земли Франца Иосифа // Проблемы Арктики. Океанография и морской лед. М.: Paulsen publ., 2011. C. 169-177.
  4. Иванов В.В., Кораблев А.А. Формирование и регенерация внутрипикноклинной линзы в Норвежском море // Метеорология и гидрология. 1995а. № 9. C. 102-110.
  5. Иванов В.В. Кораблев А.А, Динамика внутрипикноклинной линзы в Норвежском море // Метеорология и гидрология. 1995б. № 10. C. 55-62.
  6. Алексеев Г.В., Булатов Л.В., Захаров В.Ф., Иванов В.В. К изменению теплового состояния атлантических вод в Арктическом бассейне за последние 100 лет // Проблемы Арктики и Антарктики. 1999. Вып. 71. C. 70-71.
  7. Алексеев Г.В., Булатов Л.В., Захаров В.Ф., Иванов В.В. Поступление необычно теплых атлантических вод в Арктический бассейн // Доклады Академии Наук. 1997. Т. 356. № 3. C. 401-403.
  8. Алексеев Г.В., Булатов Л.В., Захаров В.Ф., Иванов В.В. Тепловая экспансия атлантических вод в Арктическом бассейне // Метеорология и гидрология. 1998. № 7. С. 69-78.
  9. Алексеев Г.В., Иванов В.В., Кораблев А.А. Межгодовая изменчивость глубокой конвекции в Гренландском море // Океанология. 1995. Т. 35. № 1. С. 45-52.
  10. Кириллов С.А., Дмитренко И.А., Иванов В.В., Аксенов Е.О., Махотин М.С., дэ Куэвас Б.Э. Влияние атмосферной циркуляции на динамику промежуточного слоя вод восточной части глубоководного жёлоба Святой Анны // Доклады Академии Наук. 2012. Т. 444. № 2. С. 212-215.
  11. Фролов И.Е., Иванов В.В. Комплексные гидрометеорологические исследования в Северном Ледовитом океане на НЭС «Академик Федоров» // Метеорология и гидрология. 2002. № 1. С. 102-106.
  12. Иванов В.В., Кораблев А.А. Атлантическая вода в Арктическом Бассейне и окраинных морях // Формирования и динамика современного климата Арктики. Сб. научн. трудов под ред. Г.В. Алексеева. СПб: Гидрометеоиздат, 2004. С. 125-147.
  13. Иванов В.В. Атлантические воды в западной Арктике // Комплексные океанографические исследования в Северном Ледовитом океане. Сб. научн. трудов под ред. А.П. Лисицына. М.Е. Виноградова и Е.А. Романкевича. М.: Научный мир, 2002. С. 76-91.
  14. Иванов В.В., Кораблев А.А., Мякошин О.И. База океанографических данных Норвежского и Гренландского морей // Формирование баз данных по гидрометеорологии и морскому льду. Сб. научн. трудов под ред. И.Е.Фролова. СПб: Гидрометеоиздат, 1995. С. 19-27.
  15. Иванов В.В., Лукьянов С.В., Пнюшков А.В. Структура течений в островной зоне мелководного залива // Водные ресурсы. 2001. Т. 28. № 5. С. 573-578.
  16. Иванов В.В., Кораблев А.А. Структура и динамика океанских фронтов // Крупномасштабные гидрометеорологические процессы в Норвежском и Гренландском морях. Сб. научн. трудов под ред. Г.В. Алексеева и П.В. Богородского. СПб: Гидрометеоиздат, 1994. С. 41-55.
  17. Кораблев А.А., Иванов В.В. Изменчивость океанографических условий в районе антициклонического круговорота в Норвежском море // Крупномасштабные гидрометеорологические процессы в Норвежском и Гренландском морях. Сб. научн. трудов под ред. Г.В. Алексеева и П.В. Богородского. СПб: Гидрометеоиздат, 1994. С. 120-125.
  18. Ivanov V.V., Alexeev V.A., Repina I.A., Koldunov N.V., Smirnov A.V. Tracing Atlantic Water signature in the Arctic sea ice cover east of Svalbard // Advances in Meteorology. 2012. Vol. 2012. Article ID 201818. 11 pages doi:10.1155/2012/201818
  19. Ivanov V.V., Polyakov I.V., Dmitrenko I.A., Hansen E., Repina I.A.,. Kirillov S.A., Mauritzen C., Simmons H., Timokhov L.A. Seasonal Variability in Atlantic Water off Spitsbergen // Deep Sea Res. 2009. Part I. Vol. 56. P. 1-14. doi:10.1016/j.dsr.2008.07.013.
  20. Ivanov V.V., Golovin P.N. Observations and modelling of dense water cascading from the Laptev Sea shelf // J. Geophys. Res. 2007. Vol. 112. C09003. P. 1 -15. doi:10.1029/2006JC003882.
  21. Ivanov V.V., Shapiro G.I. Formation of dense water cascade in the marginal ice zone in the Barents Sea // Deep Sea Research. 2005. Part I. Vol. 52. P. 1699-1717.
  22. Ivanov V.V., Shapiro G.I., Huthnance J.M., Aleynik D.M., Golovin P.N. Cascades of dense water around the World Ocean // Progress in Oceanography. 2004. Vol. 60. P. 47-98.
  23. Alekseev G.V., Ivanov V.V., Korablev A.A. Interannual variability of thermohaline conditions in the convective gyre of the Greenland Sea // The Polar Oceans and their role in shaping the global environment. 1994. AGU Geophys. Monograph, Vol. 85. Ed. R. Munch and J. Overland. P. 485-496.
  24. Aksenov Y., Ivanov V.V., Nurser A.J.G., Bacon S., Polyakov I.V., Coward A.C., Naveira-Garabato A.C., Beszczynska-Moeller A. // The Arctic Circumpolar Boundary Current // J. Geophys. Res. 2011. Vol. 116. C09017. P. 1-28. doi:10.1029/2010JC006637.
  25. Dmitrenko I.A., Ivanov V.V., Kirillov S.A., Vinogradova E.L., Torres-Valdes S., Bauch D. Properties of the Atlantic derived halocline waters over the Laptev Sea continental margin: Evidence from 2002 to 2009 // J. Geophys. Res. 2011. Vol. 116. C10024. P. 1-9. doi:10.1029/2011JC007269.
  26. Dmitrenko I., Kirillov S., Ivanov V., Woodgate R., Polyakov I., Koldunov N., Fortier L., Lalande C., Kaleschke L., Bauch D., Hlemann J., Timokhov L. Seasonal modification of the Arctic Ocean intermediate water layer off the eastern Laptev Sea continental shelf break // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. C06010. P. 1-19. doi:10.1029/2008JC005229.
  27. Polyakov I., Beszczynska A., Carmack E.C., Dmitrenko I.A., Fahrbach E., Frolov I.E., Gerdes R., Hansen E., Holfort J., Ivanov V.V., Johnson M.A., Karcher M., Kauker F., Morison J., Orvik K.A., Schauer U., Simmons H.L., Skagseth ., Sokolov V.T., Steele M., Timokhov L.A., Walsh D., Walsh J.E. One more step towards a warmer Arctic // Geophys. Res. Lett. 2005. Vol. 32. L17605. P. 1-4. doi: 10.1029/2005GL023740.
  28. Shapiro G.I., Huthnance J.M., Ivanov V.V. Dense water cascading off the continental shelf // J. Geophys. Res. 2003. Vol. 108. C12. P. 1-19. doi. 10.1029/2002JC001610.
  29. Schauer U., Rudels B., Jones E.P., Anderson L.G., Muench R.D., Bjrk G., Swift J.H., Ivanov V.V., Larsson A.-M. Confluence and redistribution of Atlantic Water in the Nansen. Amundsen and Makarov basins // Annales Geophysicae. 2002. Vol. 20. P. 257–273.
  30. Rudels B., Meyer R., Farhbach E., Ivanov V., Osterhus S., Quadfasel D., Schauer U., Tveberg V., Woodgate R.A. Water mass distribution in Fram Strait and over Yermak Plateau in summer 1997 // Annales Geophysicae. 2000. Vol. 18. P. 687-705.
  31. Polyakov I.V., Alexeev V.A., Ashik I.M., Bacon S., Beszczynska-Mller A., Carmack E.C., Dmitrenko I.A., Fortier L., Gascard J.-C., Hansen E., Hlemann J., Ivanov V.V., Kikuchi T., Kirillov S., Lenn Y.-D., McLaughlin F., Piechura J., Repina I., Timokhov L.A., Walczowski W., Woodgate R. NOWCAST: Fate of early-2000's Arctic warm water pulse // Bulletin of the American Meteorological society. 2011. Vol. 925. P. 561-565. doi:10.1175/2010BAMS292I.I.
  32. Polyakov I.V., Timokhov L.A., Alexeev V.A., Bacon S., Dmitrenko I.A., Fortier L., Frolov I.E., Gascard J.-C., Hansen E., Ivanov V.V., Laxon S., Mauritzen C., Perovich D., Shimada K., Simmons H.L., Sokolov V.T., Steele M., Toole J. Arctic Ocean Warming Contributes to Reduced Polar Ice Cap // J. Phys. Oceanogr. 2010. Vol. 40. P. 2743–2756. doi: 10.1175/2010JPO4339.1.
  33. Alekseev G.V., Johannessen O.M., Korablev A.A., Ivanov V.V., Kovalevskii D. Interannual variability of water mass in the Greenland Sea and the adjacent areas // Polar Research. 2001. Vol. 20. № 2. P. 201-208.
  34. Polyakov I.V., Pnyushkov A., Rember R., Ivanov V., Lenn Y-D., Padman L., Carmack E.C. Mooring-based observations of the double-diffusive staircases over the Laptev Sea // J. Phys. Oceanogr. 2012. Vol. 42. № 1. P. 95–109.
  35. Lenn Y.-D., Rippeth T.P., Old C.P., Bacon S., Polyakov I., Ivanov V., Hlemann J. Intermittent intense turbulent mixing under ice in the Laptev Sea Continental Shelf // J. Phys. Oceanogr. 2011. Vol. 41. P. 531-547.
  36. Lenn Y.D., Wiles P.J., Torres-Valdes S., Abrahamsen E.P., Rippeth T.P., Simpson J.H., Bacon S., Laxon S.W., Polyakov I., Ivanov V., Kirillov S. Vertical mixing at intermediate depths in the Arctic boundary current // Geophys. Res. Lett. 2009. Vol. 36. L05601. doi:10.1029/2008GL036792.
  37. Dmitrenko I.A., Bauch D., Kirillov S., Koldunov N., Minnett P.J., Ivanov. V.V., Holemann J., Timokhov L. Barents Sea upstream events effect properties of Atlantic Water inflow into the Arctic Ocean: Evidence from 2005-2006 upstream observations // Deep Sea Res. 2009. Part I. Vol. 56. P. 513-527.
  38. Dmitrenko I.A., Kirillov S.A., Ivanov V.V., Woodgate R.A. Mesoscale Atlantic water eddy off the Laptev Sea continental slope carries the signature of upstream interaction // J. Geophys. Res. 2008. Vol. 113. C07005. doi:10.1029/2007JC004491.
  39. Dmitrenko I.A., Polyakov I.V., Kirillov S.S., Timokhov L.A., Frolov I.E., Sokolov V.T., Simmons H. L., Ivanov V.V., Walsh D. Towards a Warmer Arctic Ocean: Spreading of the Early 21st Century Atlantic Water Warm Anomaly Along The Eurasian Basin Margins // J. Geophys. Res. 2008. Vol. 113. C05023. P. 1-13. doi:10.1029/2007JC004304.
  40. Polyakov I.V., Alexeev G.V., Belchansky G.I., Dmitrenko I.A., Ivanov V.V., Kirillov S.S., Korablev A.A., Steele M., Timokhov L.A., Yashayaev I. Variability of the Arctic freshwater content over the last 100 years // J. Climate. 2008. Vol. 21. P. 364-384.
  41. Dmitrenko I.A., Polyakov I.V., Kirillov S.A., Timokhov L.A., Simmons H.L., Ivanov V.V., Walsh D. Seasonal variability of Atlantic water on the continental slope of the Laptev Sea during 2002-2004 // Earth and Planetary Sci. Lett. 2006. Vol. 244. P. 735-743.
  42. Polyakov I., Timokhov L.A., Dmitrenko I.A., Ivanov V.V., Simmons H.L., Beszczynska A., Dickson R., Fahrbach E., Holemann J., Holliday P., Hansen E., Mauritzen C., Pechura J., Pickart R., Steele M., Walczowski W. Observational program tracks Arctic Ocean transition to a warmer state // Eos Trans. AGU. 2007. Vol. 88. № 40. P. 398-399. doi:10.1029/2007EO400002.
  43. Abrahamsen E.P., Meredith M.P., Falkner K.K., TorresValdes S., Leng M.J., Alkire M.B., Bacon S., Laxon S.W., Polyakov I., Ivanov V. Tracer derived freshwater composition of the Siberian continental shelf and slope following the extreme Arctic summer of 2007 // Geophys. Res. Lett. 2009. Vol. 36. L07602. 2009. doi:10.1029/2009GL037341.

Список цитируемой литературы

Журбас В.М., Кузьмина Н.П. О растекании перемешанного пятна во вращающейся устойчиво стратифицированной жидкости // Изв. АН СССР. ФАО. 1981. Т. 17. № 3. С. 286-295.

Захаров В.Ф. Морской лед в климатической системе. СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. 213 с.

Козлов В.Ф. Влияние рельефа дна на глубинные течения в океане. Владивосток: Изд. ДВГУ, 1981. 91 с.

Никифоров Е.Г., Шпайхер А.О. Закономерности формирования крупномасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледовитого океана. Л: Гидрометеоиздат, 1980. 270 с.

Тимофеев В.Т. Водные массы Арктического бассейна. Л: Гидрометеоиздат, 1960. 191 с.

Федоров К.Н. Физическая природа и структура океанических фронтов. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. 296 с.

Фролов И.Е., Гудкович З.М., Карклин В.П., Смоляницкий В.М. Изменения климата Земли –  результат действия естественных причин // Экологический Вестник России. 2010. № 1. С. 49-54.

Чубаренко И.П. Горизонтальный конвективный водообмен над подводными склонами. Калининград: Терра Балтика, 2010. 304 с.

IPCC Forth Assessment Report: Climate Change 2007 (AR4): веб-сайт: http;//www.ipcc.ch/publications_and_data/publications_and_data_reports.htm

Kwok R., Cunningham C.F., Wesnahan M., Rigor I., Zwally H.J., Yi D. Thinning and volume loss of the Arctic Ocean ice cover: 2003-2008 // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114, C07005, doi:10.029/2009JC005312.

Rudels B., Quadfasel D.  Convection and deep water formation in the Arctic Ocean-Greenland Sea System // J. Marine Systems. 1991. Vol. 2. P. 435-450.

Rudels B., Jones E.P., Schauer U., Eriksson P. Atlantic sources of the Arctic Ocean surface and halocline waters // Polar Research. 2004. Vol. 23(2). P. 181-208.

Saunders P.M. The instability of baroclinic vortex // J. Phys. Oceanogr. 1973. Vol. 3. P. 61-65

Stocker T.F., Wright D.G. Rapid transitions of the ocean's deep circulation induced by changes in surface water fluxes // Nature. 1991. Vol. 351. P. 729-732.




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.