Стеродинамическая система Северного Ледовитого океана: Методология и результаты исследований тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 11.00.08, доктор географических наук в форме науч. докл. Никифоров, Евгений Гурьевич

• Никифоров, Евгений Гурьевич
• доктор географических наук в форме науч. докл.
• 2000

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Стеродинамическая система Северного Ледовитого океана: Методология и результаты исследований»

Одна из основных общих целей естественных наук - описать и понять взамодействие физических, химических и биологических процессов, которые формируют окружающую природную среду -сферу жизни на Земле, регулируют общую земную систему, и дать прогноз воздействия на эти процессы деятельности человека и обратного воздействия изменяющейся среды на его экологию.

Естественно, исследования ориентируются прежде всего на тс регионы, в которых отмечаются наиболее активные взаимодействия и значительные изменения на протяжении десятилетий и веков, и особенно это касается биосферы, как наиболее чувствительной к воздействию изменений среды и антропогенного фактора и в большей степени нуждающейся в практических и прогностических рекомендациях.

Арктика является одним из таких регионов, где изменения климата и область предполагаемого его раннего потепления из-за глобального парникового эффекта, как теперь представляется, мо1ут быть наиболее значительными. Имеющиеся наблюдения за арктическим климатом, включая инструментальные данные полярных станций, визуальные наблюдения за распространением льдов и другие вековые наблюдения, демонстрируют большую изменчивость климата в Арктике. Так, известно явление «полярного усиления метеорологических колебаний», амплитуда которых в нес-коль-ко раз больше, чем в умеренных широтах. Эти арктические процессы протекают в двух направлениях: как спусковые изменений климата Земли («Арктика — кухня погоды и климата») и как результат воздействия глобальных изменений на саму Арктику.

Вместе с тем, различные источники указывают на то, что для октики характерны многолетние колебания и.хорошо выражение климатические тенденции, в то время как в низких широтах оеобладают межгодовые вариации.

В Северном Ледовитом океане (СЛО) особенно ярко проявлялся внутренняя взаимо пь крупномасштабных колебаний полей различных элементов гидрометеорологического режима - в том числе климатического характера. Это демонстрирует существование собственной океанической системы

Диссертация посвяшена исследованию природы этой системы, её компонентов, действия её механизмов и роли внешних факторов в её функционировании.

АКТУАЛЬНОСТЬ ТЕМЫ ДИССЕРТАЦИИ

Арктические взаимодействия являются важными в контексте глобальш тх изменений по крайней мере в двух отношениях: как активный фактор в начальных изменениях природной среды глобального масштаба (например, воздействие арктической системы атмосфера - лёд - океан на климат Замли; поступление метана в глобальный баланс углерода из вечной мерзлоты и от разрушения газогидратов на дне и берегах морей при потеплениях климата) и воздействие глобальных изменений на Арктику. Поэтому во многих международных программах и по различным причинам Арктика рассматривается как критический компонент единой земной системы, требующий специального внимания, и исследования её среды и закономерностей её изменений являются актуальными.

С практической стороны актуальность исследований природы Северного Ледовитого океана подчёркивается тем, что побережья и шельф составляют существенную часть сферы жизненчых интересов приарктических государств, связанных с биологическими и минеральными ресурсами, развитием морского транспорта, охраной окружающей среды, проблемами выживания в суровых условиях Арктики и другими. Для России, имеющей наибольшую протяжённость (более 50%) полярной береговой черты и шельфа, проблемы состояния СЛО и его многолетних изменений в этом свете являются особенно актуальными.

Актуальность исследования определяется также и тем, что закономерности формирования гидрологического режима рассмотрены с использыванием данных квазисиноптических океанографических съёмок Северного Ледовитого океана, такие его стороны, как структура водных масс и циркуляции вод, их пространственная и временная изменчивость, природа и закономерности крупномасштабных колебаний режима океана — последовательно, как совокупность основных сторон гидрологического режима гсо-гра-фического объекта как целого - в противоположность традиционно поэлементному изучению режима. Это позволило глубже понять природу и особенности механизмов крупномасштабных гидрологических поцеесов, развивающихся в СЛО.

ЦЕЛЬ И ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЯ

Цель работы - развитие теории гидрологического режима Северного Ледовитого океана физико-статистическими методами на основе комплексного системного подхода с последующим приложением её к выяснению причин крупномасштабных колебаний и изменений состояния океана.

Исследование преследует три последовательные задачи: достижение понимания природа струкгуры, циркуляции вод и тепломассообмена Северного Ледовитого океана; объяснение на феноменологическом уровне физики и механизмов колебаний крупномасштабных процессов в СЛО (включая атмосферные), обусловленных внутренними, присущими только этому океану, и внешними факторами; выяснение, на этой основе, места и роли СЛО в Мировом океане и в Глобальной климатической системе.

В работе обобщены наблюдения и теоретические результаты, полученные автором в 1956-1998 гг. Опираясь на эту основу, СЛО рассмотрен как стеродинамическая система - в качестве методического подхода и как этап в изучении гидрологического режима океана и закономерностей его формирования.

ПОЛОЖЕНИЯ, ВЫНОСИМЫЕ НА ЗАЩИТУ

Предметом защиты являются следующие итоги исследований гидрологического режима Северного Ледовитого океана.

1. Принцип и результаты исследования Северного Ледовитого океана как многоуровенной саморегулирующейся стеродлнамичес-кой системы с частично изменяющейся структурой, значительно изменяющимися динамическими характеристиками и эффективными внутренними и внешними прямыми и обратными гидросфер-ными и гидросферно-атмосферными связями, противостоящими деструкции и обеспечивающими устойчивость системы «в целом».

Стеродинамическая система океана — крупномасштабная часть природного гидрологического комплекса СЛО. Существует благодаря квазигеострофичности и квазиизопикничности движений в основной его тоще. Состоит из термохалинной и циркуляционной систем (подсистем) океана.

Гидросферно-атмосферные связи — это часть макроциркуляци-онного процесса, возникающая как модификация полярных звеньев общей циркуляции атмосферы под влиянием взаимодействия СЛО и атмосферы над ним. Кроме очевидного прямого воздействия на океан, при её участии реализуются отрицательные обратные связи между стеродинамической системой и атмосферной компонентой, обусловливающие многолетние и долгопериодные колебания режима гидрометеорологической системы океана.

2. В рамках такого комплексного, системного и компенсаторного подхода предметом г-лщиты также являются: формулировка зада научных принципов и методов реализации программы «НатурныЛ эксперимент по взаимодействию океана и атмосферы в Арктике» (НЭВ) путём проведения квазисиноп-тичсских гидрометеорологических съёмок Северного Ледовитого океана; классификация структуры водных масс СЛО и закономерностей её формирования — включая описание промежуточных тихоокеанских вод зимнего образования, открытие зимних промежуточных («шельфовых») и донных («склоновых») вод в Арктическом бассейне; установление климатически существенной крупномасшыбной измегчивости характеристик атлантических и донных вод, считавшихся ранее погребёнными под толщами вышележащих и потому инертных;

-'предложенное объяснение природы циркуляции вод и внешнего 'й внутреннего водообмена СЛО, основанное на результатах фиЗИко-статистического анализа данных наблюдений и гвдравли-чес!кЙго р гидродинамического моделирования;

Доказательство существования и описание отрицательных и поЛбжительных прямых и обратных связей в системе СЛО как фй^йеских причин крупномасштабных колебаний гидрологичес-когб и метеорологического режима океана;

- динамико-статистическая модель возбуждения и поддержания многолетних колебаний гидрологического и анемобарнческо-го режима СЛО.

ОБОСНОВАННОСТЬ НАУЧНЫХ ПОЛОЖЕНИЙ И ВЫВОДОВ

Основные научные положения и выводы, касающиеся особенностей структуры и закономерностей формирования водных масс и циркуляции вод СЛО, получены автором с использованием физико-статистических методов анализа натурных данных, собранных в основном в течение Натурного эксперимента по взаимодействию океана и атмосферы путем квазисиноптических океанографических съёмках океана.

Ряд положений и выводов получены с использованием гидравлического и математического моделирования (аналитического и численного). Их обо-снованность также подтверждается результатами натурных исследований СЛО.

ТЕОРЕТИЧЕСКАЯ И ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ

Значимосггь исследования определяется тем, что выявлены закономерности формирования гидрологического режима Северного Ледовитого океана — структура и циркуляции вод, их пространственная и временная изменчивость, природа и закономерности крупномасштабных колебаний режима океана — впервые представленная как совокупность основных сторон гидрологического режима этого географического объекта как целого — в противоположность поэлементному изучению режима. Это позволило понять природу и особенности механизмов крупномасштабных гидрологических процессов, развивающихся в СЛО, и, как следствие, место СЛО в Мировом океане и в Глобальной климатической системе.

Эти результаты, имеющие в настоящее время, в основном, гносеологическое значение, дают возможность более обоснованно планировать и проводить дальнейшие наблюдения и прикладные исследования и разработки, имеющие, как известно, п силу суровых природных условий, особое значение при хозяйственной и оборонной деятельности России в Арктике. Кроме того, они позволяют глубже понять экологические процессы в CJIO и выбирать направления соответствующих мероприятий по охране его прпроды.

С практической стороны актуальность исследований Северного Ледовитого океана (CJIO) подчёркивается тем, что побережья и шельф составляют существенную часть сферы жизненных интересов приарктических государств, связанных с биологическими и минеральными ресурсами, развитием м »рского транспорта, охраной окружающей среды, проблемами выживания в суровых условиях Арктики и другими. Для России, имеющей наибольшую протяжённость (более 50%) полярной береговой черты и шельфа, проблемы состояния CJIO и его климатических изменений в этом свете являют-ся особенно актуальными.

РЕАЛИЗАЦИЯ И ВНЕДРЕНИЕ НАУЧНЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

Разработки по перечисленным выше направлениям неоднократно использованы при составлении разного рода обоснований [47—53], руководств и пособий для плавания и Атласов CJIO и Арктики. В том числе: в «Атласе Океанов. Северный Ледовитый оке-ан»(1980); «Атласе Арктики»(1985); в «Объединённом Российско-Американском атласе Северного Ледовитого океана»; »Океанографический атлас для зимнего пернода»(1997) и «Океано-графичес-кий атлас для летнего периода»(1998); «Arctic Inveromental Issues. The AMAP Assessment Report»(1998) и других.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ И ПУБЛИКАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ

Апробация результатов работы осуществлялась на всесоюзных конференциях и семинарах: съезде советских океанологов, Москва, 1977; всесоюзном съезде океанологов, Ялта, 1982; съезде советских океанологов, Л., 1987; семинарах: «Атмосфера-океан-космос» Отдела вычислительной метаматики АН СССР, Москва, 1980; «Природа Арктики в условиях межзонального перераспределения водных ресурсов», Москва, 1980; совещаниях: «Морские льды и хозяйственная деятельность на шельфе Арктики», Мурманск, 1980; «Конференция приарктических государсгв по координации научных исследований в Арктике», Ленинград, 1988; Итоговых сессиях Учёного Совета ААНИИ и научных совещаниях по национальным и международным проектам («Inter1 ¡ '.ional Arctic Buoy Program» - IABP, 1992; «Arctic Climate Sea-Ice S: ш» - ACSIS, 1994 и других (63-72}:

Доклад в полном виде обсуждался на семинаре отдела океанологии ААНИИ. Основные результаты диссертации опубликованы в 83 работах, в том числе в 80 научных статьях и монографии и 3 препринтах (список приложен).

ЛИЧНЫЙ ВКЛАД АВТОРА

Результаты, полученные автором лично и в соавторстве при исследовании гидрологического режима Северного Ледовитого океана: значительная часть основных результатов, содержащихся, в докладе, получены автором самостоятельно; в совместно выполненные работы автор внёс вклад, предложив основные идеи исследований и участвуя в подготовке теоре- ' тических (концептуальных и феноменологических) моделей, про- ' ведении расчётов по ним и в геофизической интерпретации результатов.

Личный вклад автора заключается также в формулировке науч- . ных задач и принципов программы «Натурный эксперимент по взаимодействию океана и атмосферы в Арктике» (НЭВ) и комплексной программы. «ПОЛЭКС-Север-76». Автор принимал не- • посредственное участие так же в разработке методов реализации и усвоения данных этих крупномасштаб-ных экспериментов.

ХАРАКТЕРИСТИКА МЕТОДОЛОГИИ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для анализа особенностей вертикальной структуры Северного Ледовитого океана и её крупномасштабных изменений использовались материалы инструментальных измерений температуры, со-, лености воды и содержания растворённых гидрохимических соединений, полученных за весь период наблюдений и, в особенности, в результате десятилетних квазисиноптических съёмок СЛО. Обработка и обобщение всех видов данных велись по единому плану.

Конечно, эмпирический метод исследований гидрометеоролги-чееких процессов позволяет находить лишь приближённое решение проблем объяснения и предсказания, выявляя преобладающие тенденции изменения одного фактора в сопоставлении его с другими. Кроме того, он таит достаточное: количество «подводных камней», игнорирование которых часто ведет к ошибкам.Например, причинность иногда выводится из общего факта путём подбора соответствующего класса событий. В таком случае действительно мохено «обосновать» наличие причинной связи между любыми произвольными событиями, удовлетворяющими требованию временной последовательности и регулярности следования: постоянное повторение одно-го события за другим не означает само по себе непосредственной причинной связи между ними. Возможно, оно указывает на существование некоторой причинной связи, более отдаленной и косвенной, или даже обусловливаю-щей лишь на некотором интервале времени «параллельный ход явлений» (так называемые «режимные связи»), В последнем случае это влечёт за соой ошибки в объяснении и предсказании на других интервалах времени.

Однако имеется ряд хорошо проверенных приёмов эмпирических исследований, позволяющих в большом числе случаев избегать подобных ошибок. Во-первых, при проведении эмпирического исследования и (или) планировании цикла наблюдений неизбежно привлекаются возможные теоретические предпосылки. Далее, даже простой перебор множества вариантов должен обеспс

ЙвЯИСЛЕКА чить уже на эмпирическом уровне познания возможность отвлечения от посторонних, «наложенных», влияний, то есть соблюдение основных правил абстрагирования, в первую очередь принципа ceteris paribus («при прочих равных условиях»). Кроме того, необходимо исследовать всю цепь событий в их связи, их причинных объяснений и условий существования. Наконец, сам подход к исследованию ab ovo должен быть комплексным, системным и компенсаторным, учитывающим возможную неполноту теоретических предпосылок и используемых наблюдений.

В гидрометеорологии, как правило, невозможна постановка управляемых макроэкспериментов. Единственный пока выход -находить приближённое решение проблем объяснения и предсказания, выявляя преобладающие тенденции изменения одного фактора и сопоставляя его с другими. Результаты эмпирического анализа, пространственно-временной изменчивости полей - в особенности, полностью зависят, конечно, or полноты и объёма наблюдений. Важное значение при применении эмпирического метода исследований играют временной и пространственный масштабы изучаемых явлений. Поэтому используемые при анализе данные наблюдений должны удовлетворять ещё двум требованиям — временной непрерывности и, во многих случаях, пространственной однородности.

Теоретические исследования природы циркуляции и связей в системе выполнены спомощыо аналитических подходов, учитывающих балансовые оценки, а также численных моделей с использованием метода боксов.

Гидравлическое моделирование течений Арктического бассейна и влияния на циркуляцию устойчивости его вод осущесгалено на крупномасштабных моделях.

Сформулированные задачи требуют исследования гидрологического режима CJIO. Чтобы сузить и конкретизировать задачу, рассматривается часть гидрологического режима, связанная с крупно-масштаными колебаниями термохалинной и циркуляционной структур океана. Между ними происходит постоянное взаимодействие посредством ряда прямк:- и обратных положительных и отрицательных связей термодиг .шческой и механической природы (например, бароклинные тх. нения, стерические колебания уровня и " т.п.). В конечном итоге в природе именно через взаимодействие полей плотности и циркуляции вод осуществляется единство и связь между мезо- и макромасштабными океаническими процессами различного происхождения. Конечно, термохалинная система и система цируляции вод, отличаясь собственными, качественно различными структурами, функционируют как подсистемы болеевы-сокой иерархии - стеродинамичсской системы океана.

Основной принцип исследования сводится к признанию того, что СЛО является ммогоуропенной саморегулирующейся шдромстеорологической системой с частично изменяющейся структурой, значительчо изменяющи-мися динамическими характеристиками н эффективными внутренними и внешними (в том числе «дальними», [32]*) прямыми и обратными пщросферным и гидросферно-атмэсферными связями, обеспечивающими устойчивость системы «в целом» (рис. 1).

Стеродинамическая система — это часть природного гидрологического комплекса СЛО. Состоит из водных масс, циркуляции под и льдов и связей термодинамической, механической и радиационной природы, объединяю-щих крупномасштабные тсрмоха-лшшые структуры и динамические элементы в единое целое и обеспечивающие взаимодействие между ними, противостоящими деструкции, восстанавливающими и поддерживающими структуру системы. В систему входят механизмы адаптации к возмущениям ане-мобарических, тепломассообменных, массообразующих »фоцессов и локального и общего водных балансов, вклгачгющие^ частичное изменение структуры термохалинных полей и циркуляции сод. Взаимосвязи между стеродинамической системой СЛО и внешними системами осуществляются тепломассообменом со смежными океанами и процессами в полярной атмосфере (рис. 2).

Стеродинамическая система СЛО отличается от систем других океанов целым-рядом существенных черт:

- существованием постоянного ледового покрова, который оказывается необходимым выделить в самостоятельную подсистему по целому ряду признаков; важнейшие из них, кроме высокого альбедо - теплоизолирующая (льда как материала) и теплорегулп-рующая (как дискретной двух компонентной вергентной среды) роли: теплоотдача от свободной ото льдов нмежду льдами воды зимой в атмосферу на два порядка превосходит теплопередачу через льды средней толщины**; кроме того, морские льды выступают как компоненты локального (при фазовых превращениях) и тотального (как таковые) пресноводного баланса океана (рис. 2).

- огромным вкладом материкового стока в пресноводный (прямым), в тепловой и солевой (косвенным) балансы океана, вызывающим и поддержива.гощим тепломассообмен СЛО и горизонтальную циркуляцию его вод и льдов; Ссылки вида £7,8] относят к работах» автора доклада; вида: В.Б.Шток-мяи (1940) - к оеэультатам цитируемого исследователя. По наблюдениям, выполненным в исследовательских рейсах атомных пдаводных лодок США и Великобритании в окрестности Северного полюса, вдолъ линии курса лодок зимой п разные годы встречается от 0 до 3% чистой волы и льдов, толщиной <30 <-м (Доклад рабочей группы по использованию АПЛ как иссл слопатсльскнх судов - UNSRV, Univ,-Nar., USA, 1996).

Рис. 1. Структурная схема стероданамнчисксй системы её взаимодействий с внешними факторами. Функциональная схема представлена на ркс.2. и

Рис. 2. Фуккциональнал схема сгеродинамической системы Северного Ледовитого океана ст€родине1*тч*с*аст система; V- m*Л4 циркуляции, » лат* плотности m

- K&Mr'jjHtnmtc. формирукпц>лв &и?гн#л*у; /С- ледовый Е-массобрл*уощы$ процессы (зидёммчны* А • внешний и внутренний гн*пломассобм*н . компоненты системы; W • вётрг>*к»» Сваретропмищ), О « клопностнъ** бщюкяинны*); ■ О m др&Ъф. О h » фадо*Я^врЛИ^Ь»* «4 фбриШ*>СрЯТО*йМШ

Аьба% п - сплоченности meàAMoeo пятеро**; toc » локйлъний и #w - bHJwfWi^

6ман*ал,

- компоненты гнлшких cucmtM* J* • <*н*шоберичес*Сё мл», Т - т^рмич*1***»* состоянии ат*нтф#ры (« пом числе результат сзаимо^*истил СО CVW; duNowuv«ctcotZ ечетемоч): О - п;?еско«?о^мыи £аяакс f<r »лад* числе млт*рикЫ\ш сто» и ««/»«моем льдов): Н - ря&ийциомиый между »ношшши фыгторямк и ксып&кентямп системы;

• мгскду эодмсктмт я комлояетшп сйстам;

OQjMtMU* «MIN, фвриуЮЮМ tMWHy «Kt«« * ПЛЯ - «TMtfCf <pt

Рис. ?. Функциональная схема стеролинамичесхой системы Северного Ледовитого океана

Рис. 3. Типичные Т-Б - кривые для Мирового океана (МО) и Арктического бассейна (АБ); 1 - в приатлантической и 2 - в притихоокеанской части бассейна. На рисунке обозначены: ВКС - верхний квазиоднородный слой; ЛТ и ЗТ - летние и зимние тихоокеанские волы; Пр - промежуточные воды зимнего образования; А и Д - атлантические и донные воды. собственным мощным источником донных вод, индуцирующим вертикальную циркуляцию вод в целом и внутренний и внешний тепломассообмен СЛО; I. тонким, на порядок и более, чем обычно, бароклинным слоем — при том, что характерный перепад плотности СЛО от поверхности до дна таков же, как и в других океанах; плотность вод СЛО за пределами Норвежского моря на 80— 90% определяется их солёностью, в то время как в других частях Мирового океана преобладает вклад температуры; поэтому, в частности, температура вод СЛО является скорее индикатором происхождения и распространения вод, подобно некоей «пассивной йри меси», чем фактором плотности (рис. 3).

Хотя в глубоководной части океана движения большого масштаба и являются в основном геострофнческимг (и, следовательно, изопикническими), однако равновесие не может сохраняться ни постоянно, ни повсеместно. В противном случае поля течений, дрейфа льда и плотности вод не менялись бы во времени и не наблюдалась бы трансформация вод.

Таким образом, нарушения геострофического равновесия и изо-пикничности имеют не менее важное зна'-ение, чем само ранчовс

14 Л ;.У сие; связанные между собой процессы ж установления и нарушения лпляются наиболее важными динамическими и обменными процессами, влияющими на изменении режима океана ([22,33] и др.).

Имеется несколько источников нарушения равновесия. Преж-. де всего это - нес ациокарность циркуляции вод: следует иметь й ш<ду, что циркуля г ш имеет несколько периодов становления. Их по меньшей мере' " и [20,31]. Первый из них — время становления баротропных тече( яй, измеряемое сутками или десятками суток. Второй - время становления барокликных течений, определяемое перестройкой уже существующе1 о поля плотности пс1д влиянием внешних агентов — результирующего анемобарического воздействия или локальных массообразующих процессов. Он имеет порядок года (по результатами моделирования А.Ю.Прошушнского (1993) время становления- баротропных течений в одно- и двухслойном Арктическом бассейне -20 дней и 12 — .15 месяцев). И, наконец,, третий - время, необходимое для замещения вод в термохалинной циркуляции водами с иными характеристиками. Этот период сопоставим с времен - м добегания новых водных масс на расстояния, сравнимые с мас-1. ¡табами океана, и имеет порядок десятилетия.

Существуют также рпзличия в механизмах приспособления при изменениях анемобаркческих условий, локального пресноводного баланса, при образовании эндемичных водных масс — то есть в поверхностных слоях, и при изменениях притока, скажем, донных под из одного басе/1на СЛО в другой.

Поскольку интенсивность анемобарических и массообразую щих процессов постоянно меняется, постольку в каждом из трёх перечисленных случаев можно говорить только о большем или меньшем приближении к стационарному состоянию (то есть, о квазигеостро-фичности и квазиизопикничности). При этом циркуляции вод и льдов более «младшего ранга» развиваются и перестраиваются на, фоне более индифферентных компонент. При моделировании это требует учёта особенностей развития каждого из видов циркуляции [36,37]. Например, баротропные течения всегда проникают до дна, так что они постоянно присутствуют в инте1ральной циркуляции ' вод, вызывая разного рода аномалии в распределении плотности {20], эффекты, связанные с влиянием дна и адвекцией плотности,в ветровых течениях (в том числе СЭБИР (А.С.Саркисян и В.Ф.Иванов (1971)), вторичные течения (Л.М.Фомин (1961)) и ряд других. В частности, иногда недостаточно обоснованно принимают сильно заниженные коэффиенгы обмена при моделировании крупномасштабных процессов [38,42].

Таким образом, сочетание квазиизопикничности й квазигеост-рофичности вместе со связями различной природы между крупномасштабными элементами океанической структуры порождают сте-родинамическую систему. Устойчивость её в СЛО в среднем обеспечивается геострофическим и пресноводным балансами и (вне поверхностного слоя) нзопикинчностью течений, а изменчивость - отклонениям» от них. Основными причинами колебаний стеро-динамической системы при этом являются анемобарнческие факторы и термохалинные процессы, связанные с образованием энде-мичых водных масс океана.

Оставаясь в пределах даже относительно небольшого Северного Ледовитого океана невозможно объяснить протекающие в нем процессы без привлечения метеорологического фактора, н сильной степени определяющего течение океанографических процессов и, в свою очередь, существенно зависящего от термодинамических условий в океане различных пространственно-временных масштабов.

Атмосферная компонента гидрометеорологической системы океана — это часть макроциркуляционного процесса, возникающая как модификация полярных звеньев общей циркуляции атмосферы под влиянием взаимодействия СЯО и атмосферы над ним. Посредством этой компоненты, кроме её очевидного прямого воздействия на океан, реализуются важные прямые и обратные связи между стеродинамической и гидрометеорологической системами СЛО. Детализированная схема функциональной структуры этой системы СЛО так же показана на рис. 2.

Конечно, выделить фрагменты общей циркуляции атмосферы, обязанные своим возникновением взаимодействию только СЛО и атмосферы, чрезвычайно затруднительно, поскольку они являются нетьемлемой частью общего. Однако существуют некоторые структуры полярного термобарического поля, своим происхождением обязанные, несомненно, именно такому взаимодействию и играющие важную роль в развитии процессов и в океане и в атмосфере СЛО. Наиболее яркие из них - две ложбины Иславдсю. го минимума. Это, прежде всего, ложбина, ось которой имеет начало в районе Исландии, пересекает по диагонали Северо-Европейский бассейн и затем продолжается в широтном направлении до западной части Восточно-Сибирского моря. Другая начинается в западной части Исландского минимума и имеет ось, проходящую вдоль моря Баффина до Арктического бассейна.

Естественное и нагля ¡ое объяснение происхождению ложбин можно получить испол: ¡уя, например,«уравнение термического "вихря» для атмосферы (И.З.Лутфулин,1966)

5Г а Ы0 рс,аЯ0 где: IV— «плоский« вихрь; А — адвекция тепла; вертикальная скорость; Е— неадиабатический приток тепла (в том числе от подстилающей поверхности) к единичному объёму воздуха; Д - «плоский» лапласиан; Я и Н0 — толщины тропосферы и однородной атмосферы; остальные обозначения - общепринятые.

Пусть в начальный момент у земли наблюдался западный зональный погок воздуха (как показал, например, О.С.Берлянд (1950), такая cuTvaunH возможна на однородной Земле). Из (*) следует, что при натекании зонального потока на прогретую подстилающую поверхность - например с холодной Гренландии на тёллые во; ы Норвежского моря (тогда АЕ< 0), в нём возникает циклоническая завихрённость (dil/dt > 0) и, соответственно, северная «тяга» воздуха в западной части моря и южная — в восточной. Адвектио-ные же п :реносы тепла формируют продолжение ложбины Исландского минимума далее на восток (зимой этому способствует тепло Норд-капского течения и тепло ледообразования на южных авато- j; риях морей сибирского шельфа. Эти же источники тепла стацио- , пируют положе-ние оси ложбины вдоль генрального нараправле-s ния береговой черты материка). Диалогичное положение имеет/, место и в Баффиновом море. При этом обе ложбины оказываются', «столбовой дорогой» для циклонов. Источниками энергии этого процесса являются накопленный летом тепло-запас вод моря и адвекция тепла с Норвежским течением [26,27]. В Баффиновом море - это тепло течения Ирмингера [31] и ледообразования, особенно интенсивного выше Полярного круга на акватории «Северной воды» (МДанбар (1973)).

Важно отметить - уравнение (*) показывает: завихрённость в поле ветра формируется под влиянием не самого притока тепла как такового, но только в результате его пространственной неоднородности (и, при этом, распределённой не по линейному закону, например, его очаговости).

Структура стеродинамотеск >й системы. Водные массы и циркуляция вод. Естественные слои вод. Этим вопросам посвящено, как кажется, наибольшее количество имеющихся в печати источников, в особенности это касается вод Арктического бассейна. Среди первых и особенно детальных исследований водных масс CJ10 необходимо указать работы Ф.Нансена (1902,1906), В.Б.Шток-мана (1943а,б), В.Т.Тимофсева (1943,1960), А.Ф.Трёшникова (1954, 1959), Х.Мосби (1959,1970), В.Н. Степанова (1957) и Б.И.Тюряко-ва (1964), широко использовавших графические и аналитические методы анализа водных масс.

Первое описание водных масс океана дано в классических, до сих пор не утративших своего значения работах Ф.Нансена< Он разделил воды Арктического бассейна и Гренландского моря на три основные типа раитреснённые поверхностные, тёплые атлан-. тические и холодные донные воды Гренланского моря, предполо- ■ жив, располагая наблюдениями только в западной части бассейна (здесь и далее стороны света указываются относительно.Евразии), что они распространены на всей его акватории. Это подтверждено последующими наблюдениями. Дальнейшие исследования относились к уточнению харктеристик, структуры, пространственно-. времен-ной изменчивости ареалои вод и их динамике. В частности, из наблюдений вытекает, что структура вод восточной масти Арктического бассейна на самом деле более сложна.

Изопикничность движений вне верхнего квазиоднородного слоя ч развитые возвратные течения (рис. 4) создают уникальную ситуацию, при которой основные водные мае :ы занимают всю акваторию СЛО и, как следствие, сохраняют свсч генетические признаки в пределах всего океана — в большей, конечно, степени, чем консервативность физико-химических характеристик. Это позволяет рассматривать оба элемента режима — структуру и циркуляцию, не поэлементно, а совместно, в рамках так называемых «естественных слоев вод» (что наглядно видно на блок — диаграмме 3, составленной по рис. 4). Оговоримся сразу, что арктический поверхностный квазиоднородный слой ограничен такими мощными слоями скачка, что в этом смысле его особенность вполне сопоставима с остальными — несмотря на то, что течения в нём, например в Арктическом бассейне, далеки от изопикнических, а слагающие его воды имеют гетерогенное происхождение (А.ФЛ'рёшни-ков (1959)).

Важную роль в поддержании устойчивости вод в этом слое играет ТАИЯ-эффект*, коль скоро движение вод в Трансарктическом течении происходит в сторону роста их солёности.

Таким образом, естественные слои вод — структурные образования, в пределах которых термохалинные харктеристики сохраняют свои генетические черты, а.циркуляции вод — свою индивидуальность. Это - форма существования водных масс и циркуляции вод, не зависящая от их положения в структурных зонах (например, на одной части акватории воды могут располагаться в поверхностной структурной зоне (по В.Н. Степанову (1967)), на другой — в глубинной, струкгура же водных масс — это сочетание естественных слоев вод по вертикали.

Поверхностные арктические воды отличаются пониженной солёностью и температурами, круглый год близкими к температуре замерзания, сравнительно слоем покрывают Арктический бассейн

-ТАЙЯ-эффект - тенденция к изменениям внутренней и мсжслойной устойчивости вод;

ЬЕ 31? д! йг

ЭУ дг gradp\где: Е - показатель устойчивости по Хессельбергу-Свердрупу; V — вектор течения; р — плотность воды; ф — угол между векторами изменения скорость течения по вертикали и градиента плотности воды; • — символ скалярного произведения, [461.

Рис. 4. Блок-схема циркуляции вод Северного Ледовитого океана (без западных полярных акваторий и окраинных арктических морей). Обозначения: НР, НК, ШП, ВГ, БМ и ТА - Норвежское, Нордкапское, Шпицбергенское, Восточно-Гренландское, Берннговоморское и Твнсаркгическое течения; ГА, ДВ, ВГА и ВДВ - течения глубинных атлантических и донных вод, возвратных атлантических и донных вод и сформированы в две крупные динамические структуры — Канадскую антициклоиическую циркуляцию и Трансаркпгческое течение (рис. 5).Последнее несёт свои воды и льды через околополюсные акватории к проливу Фрама и далее на юг, продолжаясь в виде цепочки холодных течений - Восточно- и Западно-Гренландскнх, Канадского и Лабрадорского, постоянно подпихивающихся рас-' преснёнными водами окраинных арктических морей и Северо-Западных проливов и, наконец, формируют «холодную стену» вдоль западного края Гольфстрима.

Несмотря на множество общих черт, поверхностные воды СЛО, как уже отмечалось, имеют гетерогенное происхождение. Однако во всех случаях — это результат положительного сальдо общего и (или) локального пресноводного баланса, так что в каждом случае можно указать лишь главные компоненты их состава. В морях сибирского шельфа и прилежащей части Арктического бассейна это смесь вод материкового стока, талых вод снега и льда и подстилающих атлантических вод. В Амеразийском суббасейкг это, в основном, смесь талых вод и, отчасти, вод материкового стока (море Бофорта) с лежащими под ними летними тихоокеанскими.

При этом в канадском секторе бассейна поверхностные воды распреснсиы отнюдь не стоком реки Маккензи, как это может по з лУ

ПоВсрхкистныЛ

СПОЙ

Слои прсиг'ЖуЮ'им хюд

Агл-амтучасхиД

СЛОЙ 4 с -С

4т <

Естественный сгюЯ донных, юд и юна форишроеаии

Рис. 5. Схема течений поверхностного слоя Северного Ледовитого океана Течения : I — Трансарктическое, 2 - Восточно-Гренландское, 3 - Западно-Гренландское, 4 — Канадское, 5 - Лабрадорское, 6 - Норвежское, 7 - Норлкапскос, 8 -Шпицбергенское, 9 - Норвежское прибрежное, 10 — Кольское прибрежное, Ц -Бершпговоморское, 12 - Ирмншера; Круговороты : К - Канадский, Г - Гренландский, Бн - Баффинов, К - Кдрскнй, Бр ~ БаренцевоморскиЙ - квазиспишонарние; Л - моря Лаптевых, В — Востсч?:'?-Снбирскнй, Бф — Бофорта — спорадические. казаться, рассматривая кирту распределения солёности поверхностного слоя, а в основном талыми водами («парадокс Маккензи» [45]).

Воды атлантического происхождения вступают в океан через южные проливы Северо-Европейского бассейна и распространены на всей акватории СЛО, являясь поверхностной водной массой на свободной ото льдов части бассейна, либо выступая в виде слоя тёплых глубинных вод, что ти-пично для Арктического бассейна, № они занимают 22% объёма (рис. 4 и 5).

В восточной части Арктического бассейна слои поверхностных и атлантических вод разделяются адвективными водами тихооке

Рис. 6. Схема течений поверхностного слоя Северного Ледовитого океана. Обозначения: течения - 1 — Трансарктическое, 2 - Восточно-Гренландское, 3 — Запаяно-Гренландское, 4 — Канадское, 5 — Лабрадорское, б — Норвежское, 7 — Нордкапсхое, 8 - Шпицбергенское, 9 - Норвежское прибрежное, 10 - Кольское прибрежное, 11 - Беринтовоморское, 12 - Ирмингера. Круговороты - К - Канадский, Г - Гренландски, Бн - Баффинов, К - Карский, Б - Баренцевоморский — юшнст.-ционарные; Л - моря Лаптевых, В - Восточно-Сибирский, Бт - Бофорта - спорадические. анского происхождения. Поступая в бассейн из Берингова пролива через Чукотское море (рис. 4, 5, 6), они сильно изменяют свои характеристики по сезонам: летом это прогретые до б — 8'С и менее солёные, чем зимой воды(~ 32,5 и ~33,5%° соответственно), зимой - холодные, имеющие температуры -1,6 +-1,8° (рис. 7) и чрезвычайно богатые биогенными элементами. Это дало основание выделить воды з два различных промежуточных слоя [7] и выполнить описание ихареалов [13,31]. Любопытно, что ареалы вод летнего (лешие тихоокеанские по терминологии А.Ф.Трёшни-кова (1959)) и зимнего образования резко ограничены с эаиада линией хребта Ломоносова, так что воды тихоокеанского проис- , хождения встречаются только на акватории Амеразийского суб-. бассейна.

1 Имея существенное различие в плотности, тихокеанские вод летнего образования в конце концов захватываются антицнклонй-: чсскимКанадским круговоротом, воды зимнего образования — об- ; Щ1Ш циклоническим движением вод глубинного естественного слоя. I v -3 и м а "

-Бери roe пролив " •• ' - 1-1 1

Полюс! Пето

Полюса по данным наблюдений Воздушной Высокоширотной экспедиции 1977 года (зима) и ергднемноголетшш данным дрейфующих станций "Северный Полюс" и морских экспедиций ААНИИ (лето)

В целом же, подобно средиземноморским водам в Северной Атлантике, распространяющимся вплоть до оси Гольфстрима с востока (Г.Стоммел (1963)), характер их перемещения - поперёк течениям в глубинном и донном естественных слоях, указывает (по крайней мере до хребта Менделеева) на ш растекание вдоль равной динамической «нулевой поверхности».

Последний, сравнительно недавно открытый в Арктическом бзссейне класс - эндемичные промежуточные воды зимнего образования [14,30,31], условно названные «шельфовыми» [17]. Образуясь преимущественно на периферии Канадского антнциклони-ческого круговорота и южного края Трансарктического течения,

Рис, 8, Зимине промежуточные воды Арктического бассейна: А - на разрезе от »(.Арктического к полюсу; Б - на разрезе от о. Элсмир к о, Врангеля. Примеры по наблюдениям в апреле 1973 г. они отличаются повышенной солёностью и низкими температурами и распространяются между горизонтами 50-150 м (рис. 9). Их ареалы (рис. 10) сильно варьируют от года к году по величине - от 10 до 70% акватории бассейна, и по положению — вплоть до полного исчезновения и одном из суббасейнов [9,30], и занимают не более 0,6% объема бассейна (табл 1 приложения). Это указывает, конечно, на столь же изменчивые термические и динамические условия их формирования.

Однако все промеж/точные воды играют особую роль в гидрологическом режиме, «экранируя» тепловой поток от глубинных атлантических вод к вышележащим и осуществляя довольно интенсивную вентиляцию промежуточного слоя.

Зимние промежуточные воды "аще всего наблюдаются на периферии Арктического бассейна (отсюда их второе название — ■ «шельфовые») и слева от стргжня Трансарктического течения.

Рис. 9. Модальные границы зон образования и ареалов промежуточных вод зимнего образования («шельфовых*). 1 — зоны образования; 2 — границы распространения; 3 ~ ареалы шельфовых вод в зоне Трансарктического теченпя(по В.А. Волкову и В.В. Лукину <1985)).

Формирование значительных объёмов вод этого типа происходит при обширных устойчивых разрежениях ледяного покрова и отрицательном сальдо теплового баланса открывающихся поверхностей (в Арктическом бассейне последнее условие всегда соблюдается астрономической зимой и весной). Поэтому главный фактор, регулирующий этот процесс - анемсбарический. При этом, однако, должны возникать такйе условия циркуляции, при которых гидростатическая устойчивость вод поверхностного слоя уменьшается.

Необходимое сочетав; е обоих факторов возникает на указанных акваториях: Арктический антициклон подобно гигантскому насосу собирает к центру лёгкие поверхностные воды, обнажая подстилающие более плотные, особенно интенсивно вдоль опушки островов Канадского Арктического архипелага и побережья Гренландии и Аляски. Вместе с тем зимой т> антициклонических полях наблюдаются разрежения льдов. По о- ому краю Трансарктического течения наблюдается дивергенции дрейфа льда и восходящие потоки вод вследствие поперечной циркуляции. Подходящие условия наблюдаются н районе кназистационарпых полыней океана — акваторий, впрочем, малоизученных.

Рис. 10. Топография нижней границы атлантических год - в гектометрах от поверхности океана. Обозначений: Н - Норвежского плато; Г, Л л М - хребтов Гаккеля, Ломоносова и Менделеева, Б и Ч- поднятой Бофорта и Чукотского, ГК - Гренландско-Канадс-кого порога.

Конечно, термохалинные характеристики шельфовых вод зависят, при этом, и от района их образования (рис. 9). Анемобаричсс-кий фактор отличается большой измеотивостыо даже в среднесе-зонном аспекте. Поэтому не удивительно, что ареалы шельфовых вод от зимы к зиме сильно изменяются по величине, вплоть до полного исчезновения, и их положение, в макромасштабах, полностью зависит от размеров и интенсивности Арктического антициклона и степени развития и глубины атлантико-арктической (по выражению ВЛО.Визе (1944)) ложбины Исландского минимума.

В среднем за период инструментальных наблюдений при образовании вод этого типа (зоны образования составляют около 10% акватории бассейна) за счёт охлаждения в атмосферу отдаётся около 5 ккал/см3 за сезон. Однако для осолонения шельфовыхвод до на- 1 блюдаемых значений необходимо образование в общей сложности около 500 см3 льда на единицу поверхности зон формирования шельфовых вод. Это эквивалентно отдаче в атмосферу ешё -40 ккал/ом1 31 сезон. Естественно, что такие мощные и локализованные источ-, нйки тепла не могут не оказывать существенное влияние на течение ' •^ самих атмосферных процессов.

Основной объём СЛО заполняют донные воды. По последним оценкам Э.Кармака и К.Огордэ (1973), Э.Кармака (1990) и других, ipe объём достигает 12,3 при «ёмкости», самого океана около 18,1 млн.куб.км. Их температура всюду ниже 0° и ко дну понижается до -1,4°С. Это по преимуществу воды Гренландского моря, самые холодные и плотные донные воды Мире зого океана. Они распространены в СЛО так же повсеместно.

Донные воды в Северо-Европейском бассейне сформированы вмощную циклоническую циркуляцию, занимающую всю его глубоководную котловину (рис. 4). По вычислениям К.Огорда и Л.Ко-учмена (1956), подтверждёнными наблюдениями дрейфующей станции «Арлис-Н», расход Восточно-Гренландского течения достигал 30 свердрупов, то-есть примерно половины полного потока Гольфстрима. И только 1/4 потока составляли арктические поверхностные воды. Часть донных вод поступает через пролив Фрама в Арктический бассейн, другая часть jb форме пульсирующих «переливов» (интенсивно изучавшихся международной экспедицией «Overflow», смотри, например, отчёт К,Росса и Дж.Мейнке (1979)) поступают в Северную Атлантику, формируя слой промежуточных холодных вод, достипощих оси (гидрологического фронта) Северо-Атлантического течения. Механизм йереливов теоретически рассмотрен в [29] и нашёл подтверждение наблюдениями.

Таким образом, число «ярусов» однонаправленных течений увеличивается от Арктического бассейна к Северо-Европейскому и не совпадает с числом водных масс, как показано на блок-диаграмме (ркс. 5). Это делает проблематичным использование всюду динамического метода для анализа и расчётов течений.

Генезис.донных вод Гренландского моря всё ещё недостаточно изучен. Однако, принимая во внимание их высокую солёность и весьма низкие температуры (-34,9 %о и--1,2"С), ясно, что эти воды образуются из атлантических, во-первых, при контакте со льдами, при таянии которых тёплые атлантические воды несколько опресняются, и, во-вторых, сильно охлаждаются при контакте с атмосферой, зимние температуры которой в области вершины купола вод достаточно низки (в ?. шаре - до -40'С, Атлас океанов (1980)). В противном случае не представляется возможным объяснить огромный объём образующихся за зиму столь холодных вод: по вычислениям Х.Мосби (1960,1962) - до 100-200 тыс.км3 в год; и указанное выше сочетание их термохалинных характеристик (А.В.Попов (1988), использовав объёмный T-S анализ, получил оценку ~ 400 тыс.км3 за зиму).

Исследование океанографических данных, полученных в период НЭВ [1,6], показал, что некоторое количество донных вод образуется и на амеразийском шельфе, в особенности в Баренцевом и Карском морях [17,31], и названных «склоновыми водами» [17] по месту их поступления в Арктический бассейн.

Таким образом, совместный анализ гидрологических и гидрохимических наблюдений привёл к выводу о существовании в Арктическом бассейне, в дополнение к «классическим» поверхностным, глубинным и донным, двух слоев адвективных тихоокеанских вод и спорадически возникающих на всей акватории Арктического бассейна прослоек эндемичных промежуточных вод зимнего образования. •

В табл.1 Приложения приведены объёмы и термохалинные хаЛ рактеристики основных и промежуточных вод, встречающихся в'. Арктическом бассейне и в прилежащих к нему глубоководных частях арктических морей.

Имеется несколько примечательных особенностей строения ее- ; тественных слоев вод, вызванных по преимуществу динамически- ( ми причинами.

Общим отличием вод адвективного происхождения является их ^ высокая плотность относительно поверхностных Аркгичс :кого бас- 1 сейна. Поэтому уже вблизи от мест поступления в бассейн — к северу от Шпицбергена и мористее гребня шельфа Чукотского моря, атлантические и тихоокеанские воды погружаются под поверхностные, образуя грандиозные «внутриводные водопады»: отметка «подошвы» атлантических вод оказывается ниже первоначальной глубины на 400 м, тихоокеанских — на 100 (но и это вдвое выше Ниагарского водопада — рис. 10). Ниже по течению формируются •»внутриводные гидравлические прыжки» [31,45].

Нижняя граница и прямого и возвратного потоков вод поднимается над хребтами и заглубляется над впадинами подводного рельефа, демонстрируя эффект СЭБИР (А.С.Саркисян, 1968), свидетельствуя о проникновении течений в нижележащих слоях вод до дна и позволяя, таким образом, выполнить соответствующие количественные оценки. Анализ наблюдений показывает, что струи возвратных течений приурочены к «передним»' склонам поднятий и следуют параллельно осям хребтов (рис. 4). Исключение составляют' течения вод в море Бофорта: за подводным поднятием Бофорта они образуют ангициклоническую циркуляцию, соответствующую циклоническому круговороту поверхностных вод.

Аналогичное явление наблюдается и в Норвежском течении по пересечении Норвежского подводного плато: нижняя граница течения заглубляется в Лафотенской котловине с 400 до 1000 м и затем снова поднимается до горизонта 500 м, «выталкиваемая» нижележащими более плотными донными водами. Совокупность параметров этих явлений позволяет рассчитать полные расходы и тех и других вод, при соответствующей модификации, методами ?, гидравлики.

Как и все остальные термохалинные характеристики вод СЛО, эти явления отличаются зючнтельнол временной изменчивостью. Так, в Лафотенской котловине на среднем многолегнам уровне «подошвы водопада» экстремальные температуры лежат между —1 и +3", в кэт ловине Амундсена —0,5 и +0,6°С (главным образом за счёт изменения заглубления границ вод по динамическим причинам).

Отметим, попутно, что существование сильно заглублённых подошв внутриводных водопадов может явиться источником многих ошибочных выводов, например — при анализе полей плотности и их связи с динамикой вод. Наиболее очевидный из них — «обнаружение» антициклонических цкркуляций течении при анализе наблюдений динамическим методом — в случае, если отсчё-ная «нулевая поверхность» принята горизонтальной. На самом деле имеют место чисто-поступательные течения.

Другой ппимсчатсльной особенностью структуры вод и течений СЛО являются обширные «лчыы* и «купола» вод, образующиеся, соответственно, в аитициклонических и циклонических циркуля-циях.

Огромная линза с диаметром на поверхности более 1000 км, сложенная из поверхностных вод Арктического бассейна, тихоокеански;. и атлантических вод, расположена над Канадской котловиной. Причина её образования - циркуляция «cum sole» льдов и поверхностных слоев вод бассейна, формирующаяся под влиянием арктического антициклона и притока тихоокеанских вод [99,99]. Толщина линзы от поверхности океана до самой заглублённой ее точки около 300 м, однако экстремальные в отдельные годы - от 250 до 750 м.

Гренландский купол донных вод, образовавшийся в результате циркуляции вод поверхностного слоя «contra solis», зимой обычно начинается практически с самой поверхности моря. Летом он перекрывается частью холодными опреснёнными водами Восточнс-Гренландского течения, частью тёплыми и высокосолёными атлантическими.

Однако в отдельные годы зимой купол перекрывается поверхностными арктическими водами полностью или частично. Наблюдения показывают, что это соответствуем полному или частичному прекращению образования донных вод Гренландского моря.

Схема, представленная на рис. 11, наглядно демонстрирует продуктивность идеи «естественных слоев вод» СЛО, в особенности связь генезиса вод с их циркуляцией, их отдельность и взаимодействие между собой. Видно, в частности, что только один из естественных слоев — по-верхностных арктических вод, целиком расположен в соответствующей структурной зоне (по В.Н.Степанову (1962)). Адвективные воды атлантического и тихоокеанского/происхождения, расположенные вначале з поверхностной структурной зоне, занимаюг затем первые - глубинную, вторые ~ промежуточную (аналогично яеяут себя и «игельфовые» воды). Донные же-воды океана про*шзшаюг в. Северо-Бвропейском бассейне все структурные зоны - от поверхностноfi до донной.

Атлантика Сеееро-Европейский Арктический бассейн Пацифиха бассейн

Поверхност

Промежуточ-"ывеодь)

•Пере-лнвы"

Гпубинный естественный слой

Донный естественный спой

- поверхностные • донные воды

Гренландского мор*;

- Гренландская циркуляция и зона образования донных вод океана;

- гоанниы "Купола" лонных вол Гвсиланасхого мои*.

- термохалинна* диффузия. поверхностные (а) И глубинные (3) атлантические воды; - "шельфовые" и депше и зимние тихоокеанские воды;

Рис. 11. Блок-схема потоков тепла и массы п естественных слоях вод Северного Ледовитого океана и потоков тепломассообмена между ними

При этом каждый из естественных слоев вод в большей или меньшей мере связан с поверхностью океана и, следовательно, их режим из во многом определяется процессами в атмосфере непосредственно.

С другой стороны, как показано на рис. К, наряду с цчркуля-циями вод в пределах естественных слоёв и в основном горизонтальных (включая «подводные водопады»), в океане сосуществуют два типа циркуляций по вертикали. Первые из них - внутренние, замыкающиеся, судя по наблюдени-ям, в основном в Арктическом бассейне благодаря термохьишнной диффузии: из балансовых расчётов следует, например, что с возвратным течением донных вод в проливе Фрама бассейн покидает смесь донных вод Гренландского моря и атлантических в пропорции 3 : 2 [11,31,47]. Промежуточные тихоокеанские воды уже на подходах к хребту Ломоносова полностью смешиваются с поверхностными и атлантическими и выносятся Восточно-Гренландским течением за пределы СЛО. Затем возвратные воды попадают й сферу купола и трансформируются в исходные донные воды Гренландского моря.

Pire. 12. Структура водных масс Арктического бассейн Вторая ветвь вертикальной циркуляции вод СЛО связана с «переливами» донных вод в Северную Атлантику через гребни подводного хребта Уайвил-Томсона. Их место занимают тёплые поверхностные воды ветвей Северо-Атлантического течения. Эта циркуляция замыкается в Северной Атлантике.

Наблюдения показывают, что горизонтальные границы всех; водных масс СЛО оконтурены системами гидрофронтов [31]. Это позволяет уверенно классифицировать водные массы и выделять мхструктуры (в соответствии с определением В.Н.Степанова, 1962). Первый опыт классификации структуры водных масс СЛО выполнен в [31], уточнён и проиллюстрирован в J8.13] (рис. 12). B.ÏÏ.Py-сэиов (1980) основании анализа гидрохимически данных подтвердил эти результаты. '

Анализ пространственного распределения водных масс привёл к ряду других, имеющих общее значение, выводов [31]. Первый, почти очевидный, сводится к тому, что количество водных масс и адвективного происхождения и эндемичных увеличивается от придонных к поверхностным слоям. Второй — каждый тип водных масс ограничивается выргхенными гидрофронтами и сопряженными с ними струйными течениями. При этом нижележащим фронтам всегда соответствует один из вышележащих. Он оказывается и наименее подвижным. Такая закономерность — совпадение положения горизонтальных границ водных масс, расположенных друг над другом, вообще характерна для Мирового океана (сравни, например, карты границ водных масс различного типа, приведённые в монографии «Океаны.» Х.Свердрупа с соавторами (1961)). Явление было объяснено в [31] с использыванием принципа наименьшего действия, и это оказалось до некоторой степени аналогичным воздействию достаточно крутых свалов глубин на положение струй бароклинных течений. Некоторые из предложенных выводов нашли подтверждение в более поздних исследованиях других авторов (например, в работах В.А.Волкова и В.ВЛукина (1985), Дж.Моррисона (1996) и других).

Природа циркуляции вод, внешнего и внутреннего водообмена океана. Здесь необходимо изложить основные взгляды различных исследователей по следующим трём группам вопросов: о причинах проникновения атлантических вод в СЛО и его Арктический бассейн и о сопряжённости притока этих вод в бассейн с выносом поверхностных вод в Гренландское море; о природе Тихоокеанского (Беринговоморского) течения и, наконец, о причинах к характере циркуляции вод и льдов внутри самого Арктического бассейна.

К шестидесятым годам по первой группе вопросов сложилось два различных мнения. Первого из них вслед за Ю.М.Шокальским (1940) и П.А.Гордиенко и Д.Б.Карелиным (1945), придерживался В.Х.Буйницкий (1951). По их мнению вторжение тёплых и относительно солёных атлантических вод в предела Арктического бассейна является результатом «циркуляции вод Мирового океана». Приток же вод через Берингов пролив, а так же речной сток и осадки, лишь усугубляют избыток вод в бассейне. Таким образом, непосредственные причины водообмена лежат за пределами СЛО,

Сторонниками другой гипотезы являлись В.В.Шулейкин (1941), H.H. Зубов и М.М.Сомов (1940), П.Н.Ширшов (1944) и В.Б.Шток-ман (1951). По их мнению, основной причиной поступления атлантических и тихоокеанских вод является вынос поверхностных вод и льдов из Арктического бассейна под воздействием системы сгонных ветров над Гренландским морем. Таким образом, в рамках этой гипотезы решающим является наличие пстоянного дефицита вод в бассейне, а поступление атлантических и тихоокеанских ~ его следствием. Однако нетрудно показать, что сгонные ветры у Гренланд-ии при безветрии на остальной акватории окегна вызовут замкнутую циркуляцию вод conta soiim в Гренландском и Норвежском морях, но не повлияют на вынос вод из Арктического бассейна или в Северную Атлантику.

Несколько особняком стоят всего несколько работ. Ф.Нансен (1902) высказал предположение, что причиной наблюдающейся циркуляции между Арктическим бассейном и Северной Атлантикой является зональное различие в температуре к солёности вод. В.С.Антонов (1958,1968) считал, что основной причиной водообмена бассейна с Северной Атлантикой является большой материковый сток в океан. Таким образом, по Ф.Нансену и В.С.Антонову, цпркулягия вод является плотностной, хотя её первопричины и рознятся.

Эксперименты на гидравлических, балансовых и аналитических моделях показали, что циркуляция вод и льдов и внешний и внутренний водооб-мен (например, межд-' бассейнами CJIO) имеют триединую природу [31—35]. Выяснилось так же, что эти явления хотя и тесно связаны между собой, но всё же различаются по признаку доминирующих факторов. Их формнру-ет пресноводный баланс, анемобэрические условия над океаном и термоха-лпнные факторы.

Положительное сальдо пресноводного баланса является одной из основных причин стока поверхностных вод и льдов из Арктического бассейна в Северо-Европейский и далее в Северную Атлантику. Уже из Арктического бассейна выносятся сильно перемешанные и осолонённые поверхностные воды. Возникает водообмен, многократно увеличенный в сравнении с объёмом материкового стока: происходит «термохалиннос усиление» водообмена. Возникающий избыток массопереноса компенсируется притоком в океан н его бассейны высокосолёных и теплых вод с ветвями Северо-Атлантического течения. По сделанным сценкам, вклад пресноводного баланса в водообен СЛО достигает 47%, в том числе материкового стока — 35% [33,48}.

Тем не менее, пресноводный баланс, как наименее изменчивый из фак-юров {отклонения от среднего за последние 50 лет не превышают 10 —15% ), определяет устойчивость водообмена СЛО и транзита вод и льдов кз Арктического бассейна в Северо-Еврспей-скнй и далее ка юг сначала с Трансарктическим, а затем с Восточно-Гренландским течениями (кроме того, смотри примечания к табл. 3 и 4 Приложения). Оставшиеся 53% приходится иа долю других факторов.

Первый из них - поле ветра над океаном. Основные структуры циркуляции поверхностных вод ií льдов очевидным, казалось бы, образом поддерживаются господствукищиш анемобаричесташи условиями над океаном (ряс. Í3), Более .того, дрейф льдов приспосабливала к перемокай ветра всею за несколько часоз (а иногда и

Рис. 13. Схема поверхностных течений Северного Ледовитого океана и среднего многолетнего барического поля над ним (за 1937 — 1958 гг.) опережает перемену ветра на несколько часов вследствие взаимодействия между ледяными полями — радиус корреляции достигает 300 — 400 км и более), за ним следуют дрейфовые течения. Однако совместный анализ дрейфа льдов и ветра В.Х.Буйницкого (1951) и З.М.Гудковича (1957) показал, что за более длительные промежутки времени, начиная с месяца, в дрейфе превалщ . ют постоянные (то-есть бароклин-ные) течения: их вклад в результирующие смещения льда составляет, в зависимости от района, 50 + 80%.

Расчёты показали., что результирующий ветер (средний по Арктическому бассейну) направлен в сторону Северной Атлантики (З.М.Гудкович, 1961). Это приводит к формированию стока поверхностных вод на юг по чисто динамическим причинам и к возникновению дефицита объёма вод прежде всего в Арктическом бассейне. Свидетельством этому является постоянное Тихоокеанское течение, несущее воды на север через Берингов пролив — не смотря на то, что Северная часть Тихого океана имеет, как и Северная Атлантика, отрицательное сальдо пресноводного баланса. Дефицит настолько велик, что даже Шпицбергенское течение на протяжении более, чем 500 км направляется против результирующего ветра. Важные в этом смысле свидетельства получены при аналчзе уровенных наблюдений в СЛО В.Н.Воробьевым и Л.А.Тигуиче-вым (1976).

Таким образом, ветер у Гренландии влияет на внутренний во-добмен, но непосредственно не определяет внешний (хотя и регулирует «переливы», [31]).

И, наконец, последний фактор имеет термохалинную природу. Его действие сосредоточено в Северо-Европейском басенне, где, по-видимому, на северо-западной периферии Гренландского циклонического круговорота зимой под влиянием контакта вод атлантического происхождения с холодным воздухом (по данным «Атласа океано»» (1980) в марте - апреле его температура может опускаться до -40"С ) и льдом образуются одни из эндемичных и самые холодные и плотные донные воды в Мировом океане. Часть этих тяжёлых вод «самотёком», как гравитационные течения, втор, гается в Арктический бассейн, вытесняя зышележаиие более лёг' кие воды из бассейна, другая часть — пульсирующими «переливами» через пороги хребта Уайсилл-Томсона — в Северную Атлантику, формируя промежуточные воды Северной Атлантики. Последние достигают фронта Северо-Атлантического течения и, таким образом, усиливают их. В обоих случаях адвекция этих вод стимулирует как внутренний, так и внешний водообмен СЛО [31], как это описано при рассмотрении естественных слоев вод СЛО.

Оба вида циркуляций вод и льдов — анемобарической и термо-халинной природы, взаимодействуют между собой в рамках стеро-динамической системы океана, видоизменяя и балансируя друг друга, порождая колебания гидрологического режима.

Связи в системах и колебания режима. Имеется два разных взгляда на природу колебаний режима в системе океан — атмосфера и, в частности, климатических колебаний «земного генезиса». Первый из них наиболее ярко продемонстрирован С.С.Зилитинкевичем (1969), утверждавшим, что наличие в системе большого числа обратных связей «создаёт возможность» возникновения автоколебаний с самыми различными периодами, формирующими спектр метеорологических и океанских процессоя.К этому времени были предложены по крайней мере два примера автоколебательных систем такого рода. Первый из них принадлежит В.В.Шулейкииу и Н.Д.Ершовой (1935); которые подвергли анализу простую колебательную систему, локализованную в гидросфере (с участием холодильника - ледяного покрова Арктики), совершающей перенос . тепловых аномалий по системе циркуляции вод Северной Атлан- . тики и СЛО. Колебания расходов вод и связь океанической циркуляции с атмосферной в этой простей-шей модели не рассматривались. Тем не менее она, как к сума концепция «тепловых машин» В.В.Шулейкина, оказали во4Ушогих случаях решающее влияние на научный менталитет нескольких поколений русских океанологов, а загеы и метеорологов, в оценке роли океана в формировании «физических корней» погоды и климата.

Другая модель, учитывающая крупномасштабное взаимодействие атмосферы и океана, предложена А.И.Дуваниным с сотрудниками (1968). Он допустил, что все течения северозтлантической системы циркуляции вод, включая её полярные ветви, ослабевают или усиливаются одновременна, и при достижении некоторых критических её значений в системе возникают колебания температуры воды, вызывающие перестройки интенсивности зональной атмосферной циркуляции. Этим обеспечиваются положительные обратные связи и стационирование автокод баний. Для исследования своих теоретических предположений Д.И.Дувашш с сотрудниками изготовили электромеханическую модель. При условиях, соответствующих Северной /тлантике, модель продемонстрировала автоколебательный процесс с 4 — 7-летним периодом.

Другая точка зрения, имеющая под собой значительное основание, сводится к тому, что система океан-атмосфера является колебательной системой и, поэтому, даже при воздействии на неё случайной внешней силы с нулевым средним значением, система будет колебаться с периодом, равным периоду собственных колебаний системы (Г.А.Заблоцкий, Ю.В.Николаев (1975)). Добавим к этому, что система океан-атмосфера относится к классу «связанных колебательных комплексов» [59], объединяемых, как отмечалось, связями и механической и термодинамической природы (в чём и состоит её своеобразие). Такой комплекс должн иметь значительное число частот собственных колебаний (во всяком случае, больше двух), и характеризоваться биениями, затуханием, перемежающимися сменами преобладающих частот — что и наблюдается в действительности, и резонансами. В частности, применительно к климатическим изменениям общий обзор резонансов дан Б.А.Ка-ганом (1992).

При описании атмосферной компоненты термодинамической системы СЛО было выяснено, что в процесса;, взаимодействия атмосферы и океана в этом регионе возникают как прямые — механической и термодинамической природы, так и обратные — термодинамические, связи между ними. По-этому далее последуем более традиционным путем, исследуя связи системы именно такого рода.

Следует отметить, что отклонение термодинамических характеристик океана или системы океан-атмосфера от равновесного состояния при постоянном притоке энергии извне возможно лишь при образовании положительных и (или) отрицательных прямых связей между элементами системы. Для возникновения же колебаний необходимо, кроме того, наличие отрицательных обратных связей между ними. Поэтому поиск и исследование обратных связей имеет принципиальное значение для понимания природы и механизма колебаний климата атмосферы и океана различных щ о-странственно-временных масштабов.

Колебания интенсивности источников и стоков тепла в полярных районах в значительной мере определяется океанологическими условиями и в первую очередь - изменениями напряжённости тепловых потоков основных течений СЛО. Именно здесь обнаружены некоторые из механизмов, определяющие 4—8-летние колебания автоколебательного типа [31]. Поводимому, колебания, период которых лежит в этой полосе частот, обусловливаются процессами, развивающимися в основном в верхнем слое океана. Колебания же с более длительными периодами должны индуцироваться другими механизмами, действующими как в поверхностных, так и в его глубинных ооях (например, в больших ветвях вертикальной циркуляции СЛО ).

Десятилетний цикл наблюдений по программе НЭВ [1] позволил установить ещё один чрезвычайно ват ный факт. До недавнего времени молчаливо предполагалось, что процессы в атлантических водах Арктического бассейна, а тем более в донных водах СЛО, близки к стационарным, слабо выражены и практически не влияют на явления в вышележащих слоях вод. Однако данные натурного эксперимента неожиданно показали, что характеристики глубинных атлантических и донных вод в Арктическом и Северо-Ев-ропейском бассейнах испытывают и межгодовые и многолетние колебания [30]: оказалось, что теплосодержание глубинных вод изменяется в пределах мегакалорий [10], изменения же динамических толщин слоев одного порядка с колебаниями динамически х высот поверхностного [30].

Это радикально меняет существовавшие ранее представления о процессах. Анализ показал, что с учётом новых обстоятельств взаимодействие бассейног» СЛО и окружающими его океанами оказывается более сложным [47]. Стало, в частности, ясно, что существуют, по крайней мере, два пути возбуждения существенных колебаний водообмена (с сопутствующими тепло- и солеобменом) между бассейнами.

Первый путь — в горизонтальной плоскости, когда услилеиие притока теплых вод в океан вследствие сопряжённости течений сопровождается выносом распреснённых и холодных вод. Наблюдения показывают, что в этом блоке стеродинамичекок системы превалируют колебания с периодами 2-4 и 6-9 лет [30,31].

Второй путь — циркуляция в вертикальной плоскости. В этом случае увеличение объемов образования донных вод б Северо-Ев-ропейском бассейне и поступления их в Арктический ведёт к усилению потока вод из Арктического бассейна на юг, с одной стороны, и усилению Сеаеро-Атл&нтического течения — с другой [30]. Таким образом, условия образования донных вод так же являются фактором, возбуждающим бароклиштую циркуляцию СЛО и поддерживающим таковую же в Северной Атлантике. Высокие широты при этом (аналогичная ситуация имеет место и с донными водами Антарктики) оказываются районами инициирования, возбуждения и регулирования её колебаний, на. этот раз более долгопериодных, возможно, порядка 10 — 20 лет.

Заметим, что оба обозначенных пути не связаны с существенными изменениями «геометрии» циркуляционного механизма в целом: изменяются лишь интенсивности их действия [60].

Колебания состояния столь мощных слоев, таких, как глубинные и донные, неминуемо должны сказываться на динамическом и связанным с ним термическом состоянии и деятельного, верхнего слоя океана. При этом, как показывают наблюдения [10,31], длительные термохалинные колебания, возникающие в глубоких слоях, модулируются более короткопериодными колебаниями, возникающими в деятельном слое. Налицо, таким образом, целая цепочка механизмов, индуцирующих колебания различных частот, расположенных в различных слоях и структурах океана (рис.2) и определёным образом связанных между собой [31].

Как видно, в действительности в пределах океана имеется целая цепь механизмов, каждый из которых ответственен за возникновение колебаний режима в определённой полосе частот. Все эти механизмы сложно связаны между собой, так что колебания оказываются довольно прихотливо модулированными и по амплитуде и по частоте.

Проиллюстрируем изложенное схемой «зацепления» таких механизмов на материале работ [30] и [31]. При этом рассмотрим два конкретных механизма, один из которых действует в Арктическом, другой — в Северо-Европейском бассейнах, но в разных слоях океана: деятельном и глубинном.

Схему взаимодействия процессов в СЛО и атмосфере над ним на основании результатов физико-статистического анализа данных наблюдений в упрощённом виде можно прёдлтвить себе так, как это сделано на рис. 14. В средней части схемы ключевыми моментами оказываются три: при углублении ложбины Исландского минимума одновременно усиливается вынос полярных поверхностных вод в Северо-Европейский бассейн с Восточно-Гренландским течением и поступление их в зону образования донных вод. Формирующаяся «крышка» легких вод препятствует образованию донных вод и, тяким образом:, вызывает ослабление тепломассобмена с атмосферой. С другой стороны, углубление ложбины Исландского минимума приводит к интенсификации циклонической циркуляции Гренландского моря и, следовательно, к увеличению объёма купола его донных вод. Возникает эффект уменьшения водообмена' Северо-Европейского бассейна на его границах и, прежде всего — уменьшения притока в него тёплых атлантических вод из-за сокращения стока донных вод в Арктический бассейн и в Север

С«в. Атлантика

Севрро-ЕвропеПский Бассейн

АрктичгскиЯ бассейн

Рис. 14. Схема автоколебательной системы Северного Ледовитого океана. На схеме показано состояние: 2п - исландской ложбины; 5Аг - Арктического шгги ни клона; ВГ - Восточко-Гренландского течения; КР ~ ширины Восточно -Гренландского течения и ТМ~ интенсивности тепломассобена с атмосферой над «куполом» донных вод; ДВ - донных вод Гренландского моря: АДВ — аккумуляции а «куполе»; ОД В - образования; АВ — Норвежского течения; ТМБ — тешюмассоб-мена с атмосферой над Севсро-Европейском бассейном; ФР- Шпицбергенского течения; N - сплоченность ледяного покрова с Арктическом бассейне; КМ- интенсивность и глубина конеяктши в морях сибирского шельфа. Знаками (+) и (-) показан знак аномалий элементов-режима; (п~2) — сдвиг фаз колебаний в годе*. АДВнакопление происхйаит вследствие усиления циклонического крутшзрота йод и разрастания ««уют» • , ■ ;; ' ную Атлантику, Это ейиачас? ос.лйбяеяие ^тепломассообмена с атмосферой над бассейном л; п соответйгвии с уравнением ('Кчас-тичкое .заполнение ложбинм 'Исландского минимума. С этого момента процесс продолжается вспять по описанной выше цепочке явлений.

Таким образом, налицо парная отрицательная обратная связь — углубление ложбинь* атмосферного давления влечёт за собой ослабление теплообмена океана с атмосферой из-за увеличения гидростатической устойчивости поверхностных слоев в области образования донных вод и, вместе с тем, ослабления притока тёплых атлантических вод в Северо-Европейский бассейн.

Однако процессы в Северо-Европейском бассейне не протекают, конечно, изолированно. Развитие ложбины сказывается прежде всего, естественно, на размерах Арктического антициклона [30], При этом он интенсифицируется — возникает известное явление акцептации барических полей (сходные результаты получены недавно З.М.Гудковичеч и Е.Г.Ковалёвым (1996) на основании анализа интегральных характеристик, построенных за длительные промежутки времени). По модельным вычислениям В.Г.Савченко и А.П.Нагурного (1987) видно, в частности, что положительные аномалии температуры поверхности воды в Норвежском море приводят к углублению ложбины и распространению её далее к востоку. Одновременно углубляется и Алеутский минимум — не имеющий, кстати говоря, аналогичных, далеко проникающих на север, ложбин по чисто-географическим причинам.

Акцептация барических полей имеет следствием ослабление тёплого Шпицбергенского течения, увеличение сплоченности ледового покрова Арктического бассейна (и, следовательно, уменьшение теплоотдачи в атмосферу прежде всего за счёт ледообразования*) и уменьшение теплоотдачи в северных, глубоководных частях морей сибирского шельфа [21—24]. Это влечёт за собой рост площади Арктического антициклона, ослабление акцептации барических полей и опережающее увеличение притока атлантических вод в Арктический бассейн (правая часть схемы на рис. 14). Таким образом, и в Арктическом бассейне имеется механизм распределённой отрицательной обратной связи, действующий между океаном и атмосферой.

Наконец, следует отметить, что уменьшение объёмов образующихся в Северо-Еврспейском бассейне донных вод и аккумуляция их в «куполе», означает уменьшение поступления относительно холодных и распреснённых промежуточных вод в Северную Атлантику и уменьшение плотностных контрастов на гидрофронте Северо-Атлантического течения. Это приводит к ослаблению течения и, естественно, к ослаблению поступления их в Норвежское морб и является, по существу, третьей ветвью отрицательной об Зимой в антициклонах наблюдается дивергенция дрейфа ледяного покрова (З.М.Гудкович, 1976) и конвергенция течений в поверхностном слое. ратной связи, но лежащей частью за пределами СЛО («дальняя связь»). ;

В таблице 2 приведены результаты статистического анализа данных наблюдений над конечными звеньями проанализированной выше цепи, процессов — данных о расходах вод атлантического происхождения и о площади Арктического антициклона. Видно, что между этими элементам! гидрометеорологического режима СЛО в их многолетнем ходе наблюдается постоянный сдвиг фаз в два года (приток теплых вод опережает изменения площади антициклона). ,

Таблице 2.

Характеристика коррелпцпогапах связей между площадью Арктического антициклона в пределах изобары 17мб (Ргод) н расходами вод Шпицбергенским течением (Ф),

- ( ; ' ■ «5

Ф АФ

5 ' ргод ■ -0,58 -0,70

• 0,92 п+1 п-2

Примечание. Знак -5 обозначает переменную, сглаженную по 5 лет; Д - отклонение от долгопериодного хода (знак *= ); символ (п-2) показывает, что максимальная корреляция наступает при опережении фактором фу. наши на 2 года. Среднегодовые дагаще подвергнута предварительному сглаживанию (отфильтрованы колебания, имеющие периоды 5 и менее дет); в раде Ф выделены коспнуесидальные тренды. В таблице приведены коэффициенты парной корреляции (верхний рад чисел - частные, число в первой колонке -общий), в так же сдвиг фаз в годах, при котором достигается максимум частной корреляции.

Опираясь на изложенную концептуальную картину физических процессов н данные статистического анализа наблюдений, формально можно записать систему дифференциально-разностных уравнений ища: с г . I 1

Произведение коэффициентов ац возникает в результате исюпо-чения связей по схеме, приведённой на рис. 11 [31]. Система решается с функцией Хевисайда в качестве начального значения для Уй. \

Её решениеями являются

У, =аа-втом ' и Д^ви^оог-я/г). (***)

Кроме того, возникает дополнительное условие в зидесоотно-шения для периода колебаний в функции сдвига по фазе т, выраженного в годах:

Т= 4«х , п = 0, 1, 2 . ■

Результаты статистического анализа показывают, что т равен двум годам. Поэтому период колебаний в системе, описываемой формулами (**), может быть равен 8,16 лет, 32 года и т. д. Примерно такие же периоды наблюдаются у долгопериодных колебаний всех исследованных элементов режима 131].

Из (***) видно, что колебания расходов атлантических вод и площади Арктического антициклона сдвинуты по фазе на четверть периода. Поэтому в первую половину периода «энергия колебаний» передаётся от К к Аш, во вторую - в противоположном направлении. Суммарный же приток «энергии» в предложенную систему равен нулю вследствие ортогональности К и Аю, а фактически - вследствие отсутствия учёта (механизма) её «диссипации» в системе (**).

Таким образом, выясняется, что в системе СЛО — атмосфера над ним благодаря наличию отрицательных обртных связей возможно и неизбежно возникновение колебаний состояния и интенсивности протекающих в ней процессов под воздействием внешних возмущающих факторов. Благодаря же временному сдвигу между реакциями различных элементов системы при передаче возмущений по их цепочкам возможно возникновение автоколебательного режима, в том числе и при «мягком возбуждении» систем'ы.

Отметим, попутно, одно обстоятельство, обычно упускаемое из вида при исследовании потоков энергии в системе океан - атмосфера. По расчётам многих исследователей атмосферными переносами через параллель 60" с.ш. в Северную Полярную область транспортируется 90 — 95% телпа (минимальная оценка — около 80% (Б.М.Копров (1982)), так что роль океана в ^нергообмене между высокими и низкими широтами должна быть достаточно скромной. Отсюда часто делается вывод о том, что и в климатичес-кой системе в целом роль океанических процессов, в том числе и в Арктике, так же достаточно невелика — тем более, что и их топология в масштабах Земли практически неизменна, а аномалли достаточно малы п сравнении ч их средними характеристиками.

Результаты приведённого анализа наблюдений показывают, что это не более, чем добросовестное заблуждение, основанное на магии малых (но лишь в среднем!) чисел. Оно объясняется тем, что на самом деле вдоль 60-й параллели протяжённость океана не достигает и 10%. Поэтому в этом, секторе удельная напряжённость меридиональных переносов тепла в атмосфере и океане на самом деле по меньшей мере равны, что и вызывает колебания состоя! ия крупномасштабных меридиональных переносов в атмосфере: сосредоточенный источник дополнительного тепла в океане вызывает меридиональные возмущения в атмосфере, так что не только существование океанской поверхности как таковой в виде Северо-Европсйского бассейна СЛО, но и аномалии процессов в последнем - адвекции тепла течениями, сезонных теплонакопления и теплоотдачи его вод в атмосферу и другие, и прямо к косвенно (через меридиональные возмущения зонального течения) существенно влияют на переходы состояния гидрометеорологической системы СЛО и через неё - глобальной системы.

Место СЛО в Мировом океане и в Глобальной климатической системе. Ввиду относительно небольших размеров Северного Ледовитого океана (4,3% площади и 1,4% объёма вод Мирового океана, но 22% площади его шельфа) и по -еографическим признакам, КХМ.Шокальский относил Северный Ледовитый океан к средиземным морям, имея в виду его отчленённость от сопредельных океанов. Это в значительной мере справделивая точка зрения (тем более, что СЛО лежит между тремя странами света). С океанографической точки зрения она в какой-то мере подтверждалась сильным взаимным влиянием СЛО и Северной Атлантики - через теп-ломассобмен и формированием их важнейших термохалинных н динамических структур, в том числе ~ главпых гидрологических фронтов.

Тем не менее именно по океанографическим критериям СЛО определённо является отдельным океаном. В этом убеждают как очевидные признаки — сохраняющиеся круглый год тяжёлые морские льды местного образования, так и менее явные: собственные механизмы формирования циркуляции вод и льдов, в значительной мере независимые- от океанографически; процессов в сопредельных океанах, совершенно отличные процессы образования эндемичных вод [32} и, наконец, то, что эндемичные воды разнообразных характеристик и генгзиса заполняют более 3/4 его чаши.

Теперь можно очертить главные особенности Северного Ледовитого океана как гидрометеорологического объекта - кроме очевидного его отличия как ледовитого океанического бассейна.

Первая из них заключается с том, что океан лежит в одном из регионов Земли, где радиационный баланс системы земля-атмосфера отрицателен. 8 этом смысле (а океан — буквально) это область стока теллоьой Энергии Земли, чем в главном и определяется место Северного Депоыггого « Южного .океанов в Мировом океа-кс/и в Глоб&тькой кяим.тп'ческой системе.

Другая особенность осебегшосткСЛО далеко выдвинутый на юг, более, чем на £)-;Чшфоты, откскнтеяько узкий Северо-Евро-пейский бассейн, через который в Северную Атлантику поступают холодные и раепрееиёниые поверхностные воды и льды СЛО, достигающие иногда 43° с.ш. (до широты ->.шша Мэн). С другой стороны, через южные проливы бассейна в океан поступают большие массы тёплых атлантических вод. Вследствие такого сочетания СЛО является чрезвычайно своеобразной областью Мирового океана, , где в одних и тех же широтных зонах соседствуют обширные аквачл торга, часть из которых в любое время года свободна ото льдов, в то время как другая, наоборот, покрыта дрейфующими ладами/ 1V Эти меридианальные контрасты играют важную роль во всех ' гидрометеорологических процессах, протекающих в СЛО, и в зна-, чительной мере являются непосредственной причиной колебаний , гидрологического режима СЛО и атмосферы над ним и обратного влияния их на глобальные атмосферные процессы путём модификации полярных ветвей общей циркуляции атмосферы («Аркти ка - кухня погоды и климата»), . :!

Вместе с тем, в Северо-Европейском бассейне расположен самый мощный на Земле очаг «изаномального перегрева» атмоофг^' \ ры за счёт тепла океана (В.В.Шулейкин, 1953, Е.С.Рубинштейн Ц ' Л.Г.Полозовз, 1966), влияние которого на атмосферные процессы и климатические условия проявляется вплоть до Восточко-Сибир- > ского моря и оз. Байкал. , ,

В частности, само существование , по выражению В.Ю.Визе (1944) — атлантико-арктической депрессии, и зависимость её глубины и продвижения на восток от океанологических условий в Северо-Европейском бассейне и арктических морях сибирского шельфа по существу я определяет роль СЛО в формировании и изменчивости Глобальной климатической сис" мы.

С другой стороны, СЮ является источником холодных рас-преснённых поверхностных вод и ладов в западной части* Северной Атланти ш и, одновременно, промежуточных вод пониженной солёности н темпер;, гуры для той жеСеверной Атлантики, количество и характеристики которых регулируют интенсивность фронтальной зоны Северо-Атлантического течения и течения Ирмян-гера, и, следовательно, поступление тёплых атлантических вод в Северо-Европейский бассейн и бассейн Баффинова моря.

Термохалинное усиление водообмена Арктического бассейна с Севере-Европейским настолько велико (коэффициент усиления равен ~ 50), что заставляет учесть вклад в него талых год. Судя по ! данным дрейфующих станций, средний слоЧ таяния в первом из бассейнов достигает 50 см. Скорость выноса поверхностных вод на подходах с запада к проливу Фрама составляет не менее 1000 км в год ^В.С.Антонов, 1968) - время, в течение которого завершается цикл таяния нарастания льда. Этот вопрос требует дополнительных исследований, однако можно приближённо оценить их вклад в водообмен примерно в 25% [45].

Таким образом, суммируя, место СЛО в Мировом океане можно определить следующим сбразом. СЛО является областью стока тсп-ла Мирового океана, следствием которого является образование донных и промежуточных вод, поддерживающих и регулирующих потоки тепломассобмена Северной Атлантики (в морском определении — Северная Атлантика и Норвежское море) со СЛО.

Создание и колебания теплосодержания вод Северо-Евроиейс-кого бассейна возбуждают колебания гидрометеорологического режима Арктики атмосферы Земли вцелом. Свидетельством этому является распределение повторяемости колебаний термического режима атмосферы в Арктике (таблица 5 приложения), из которой следует, что прсвалиру-ющие колебания в Арктике и на её климатических границах различны.

ОСНОВНЫЕ НАУЧНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ВЫВОДЫ

1. Разработан актором и реализован в коллективе комплексный, системный и компенсаторный подход к ^следованию гидрологического режима Северного Ледовитого океана как единого географическою объекта — от цикла планирования и осуществления крупномасштабных натурных экспериментов [1,2], усвоения полученных данных наблюдений, до физико-статистического анализа к описания природы и механизмов многолетних и долгопериодных колебаний режима океана [22,27,30,31,32,39].

2. Предложена формулировка задач, научных принципов и методов реализации программы «Натурный эксперимент по взаимодействию океана и атмосферы в Арктике» (НЭВ) путём проведения квазиышоптических гидрометеоролопгческих съёмок Северного Ледовзггого океана; по программе выполнен десятилетний цикл океанографических наблюдений; в его рамках предложена и реализована комплексная программа «ПОЛЭКС-Ссвер-76» по изучению составляющих энергстшеского баланса системы океан-атмосфера, охватившая наблюдениями Северную Полярную область Земли;

3. С использованием океанографических л гидрохимических индикаторов выделена повал группа верхних промежуточных вод: тихоокеанские воды зимнего образования (или «зимние тихоокеанские воды» [7,31]), и, таким образом, разделены зимние и летние тихоокеанские воды.

4. Открыты эндемичные: зимние промежуточные («шельфовые») воды [9,И,30,31] и донные воды Арктического бассейна («склоновые» [17,31]). Определены их генезис и ареалы. Показана экранирующая роль первых п теплообмене океана с атмосферой.

5. Определена структура водных масс океана [13,31].

6. Составлен водно-солевой баланс Арктического бассейна н Северного Ледовитого океана в целом к его морей [11,31,48].

7. Объяснены закономерности образования структуры водных масс СЛО, имеющие общее значение для Мирового океана — совпадение положения одного из вышележащих гцдрофроитов, окон-гурнп.цощих водные массы, с нижележащим, образующие устойчивую к внешним воздействиям структуру, и зависимость ареалов вод различного происхождения от подводного рельефа [31].

8. По данным экспедиций, проводившихся в рамках программы «НЭВ», установлен факт существенной временной изменчивости глубинных атлантических и донных вод CJIO [30], ранее считавшиеся «погребёнными» под вышележащими слоями и, поэтому, динамически и термически малоактивными, что по своим следствиям сравнимо с изменениями в вышележащих слоях [31]. Это заставило по новому оценить их роль в режиме океана, в том числе и в колебаниях и изменениях климата [32].

9. Математическим и гидравлическиг - моделированием установлена триединая природа циркуляции вод и льдов CJIO [33-38,41] и связь последних с внутренним и внешним тепломассобменом [39].

10. Введено понятме о «стеродинамической системе океана», основанное на факте квазигеострофического приспособления полей плотности и течений воды (и квазиизопикничности последних).

11. Показано существование конкретных прямых и обратных связей между элементами стеродинамической системы океана, а так же, термодишмической природы, между океаном и атмосферой над ним, часть из которых обязано наличию ледового покрова. Доказано, что благодаря этим связям'и сдвигу фаз (запаздыванию) между процессами, в системе СЛО-атмосфера над ним возможно возникновение и стационирование автоколебаний с периодами, соответствующими наблюдаемым в природе [22—25,30,31].

12. В основных чертах изучено место Северного Ледовитого океана в Мировом океане и в Глобальной климатической системе.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ДИССЕРТАЦИИ ОПУБЛИКОВАНЫ В РАБОТАХ (работы сгруппированы по предметному признаку);

Реализованные программы

1. Натурный эксперимент по взаимодействию океана и атмосферы. Проблемы Арктики н Антарктики, 1968, вып.28, с.5—20, (в соавт. с А.Ф.Т^ешниковым, Е.П.Борисенковым, Ф.М.Мустафиным, Е.И.Чаплыпи.ым, А.О.ШпаРкером).

2. О натурных исследованиях водообмена меэвду Северным Ледовитым и Атлантическим океанами по программе ПОЛЭКС. —ТрААНИИ, 11)75, в соавт. с ЛА.Тимоховым, Э.И.Саруханяном).

3. Программа Национального натурного полярного эксперимента 1976 года (ПОЛЭК.С—Север-7б). Ferip. ДАНИИ, 1976, Л., 115с. (в соавт. с сост. Л.А.Тимоховым, Э.И.Саруханяном).

4. The Атепсг «Arctic Ice Dinamics Joint Experiment*. Problems of Arctic and Antarctic. -1971, Collection of Articles, Vol.38, p.9-18, translated from Russian (co-authorship).

5. USSR Proposal for an international Arctic drifting station. Worid climate programme Research, WCRP-4I, Julyl990, (WMO/TD-No.377), Annex C, p. 1-9 (в соает.с В.В.Лукиным, А.П.Макштассом.В.Д.Грнщенко).

6. AARI Arctic Climate System Research Programme. Sea-Icc and Climate, WCRP-65, February 1992 (WM(yrD-No.4S9), Алпех F, p.1-6.

4Я

Обобщение дашп>1х наблюдений

7. О структуре водных масс восточной част» Арктического бассейна. Океало-лошя, 1966, т.6, вып.1, с.76-82 (в соавт. с Е.В.Белышевой и Н.И. Блиновым).

8. Системы гидрологических фронтов Северной Атлантики. Тр.ДАНИИ, 1977,т.338, с.5-16 (в соавт. с А.О.Шпайхером, В.Г.Савченко).

9. Новые данные о природе промежуточных вод Арктического бассейна. Тр-ААНИИ, 1977, т.338, с. 17-24 (в соавт. с Н.И.Блиновым, B.BJIy-киным).

10. Многолетние изменения теплосодержания атлантических вод Арктического бассейна. Тр.ААНИИ, 1979, т.361, с.6—14 (в соавт. с Л.В.Булатовым, В.В.Лукиным)

11. Водный баланс океанов. Атлас океанов. Термины. Понятия. Справочные таблицы. 1980, ГУНИО МО, л.118-119 (в соавт. с А.О.Шпайхером).

12. Физические свойства вод: температура, соленость, плотность. Атлас океанов. Северный Ледовитый океан. -19М, ГУНИО МО, с.118-135 (в соавт. с Н.И.Блнновым, З.ГТ.Фадоровой, З.СЛнкиной, А.О.Шпайхером).

13. Структура водных масс. Атлас океанов.Северный Ледовтый океан. 1980, ГУНИО МО. с.136.

14. К вопросу об экранирующих слоях в Аркгтхгком бассейне. Тр. ДАНИИ, 1985, т.399. с. 6-13 (в соавт, с Н.И.Блиновым).

15. Некоторые черты устойчивости вод в зоне гидрологического фронта к юго-востоку от Гренландии. ТрААНИИ, 1985, т.398, с.72-77 (в соавт. с Н.И.Блиновым, В.А.Грибановым).

16. Основные результаты, проблемы и перспективы инструментальных и теоретических исследований океана и атмосферы в Северо-Европейском бассейне. Проблемы Арктики и Антарктики, 1989, вып.64, с. 6-23. (в соавт. с Л.Ю.-Дорошшым, А.В.Поповым)

17. Структура и гидрологическая типизация вод » Арктическом бассейне. Проблемы Арктики и Лнтаркпжн, 1991, вып. 66, с. 211-223 (в соавт. с Н.И.Блиновым)

18. Joint U.S. Russian Allas of the Arctic Ocean, Oceanography Atlas for the Winter Period. 1997, National Ocean Data Center, CD-ROM (в соавт.).

19. Joint U.S. Russian Atlas of te Arctic Ocean, Oceanography Atlas for the Summer Period. 1998, National Ocean Data Center CD-ROM (в соавт.),

Фготсо-статнстпчеаше исследования

20. О некоторых особенностях формирования аном&пнй плотности вод и их влиянии на ледовые и гидрологические усяов'ш в Арктическом бассейне и окраинных морях. Океанология, 1965, т.5, вып.2, с.250-260 (в соавт.с З.М.Гудковичем).

21. О сплочениях и разрезкмтях ледяного покрова в Арктическом бассейне, ТрААНИИ, 1965, Т.213, с.12-23 (в созвг.с З.М.Гудкоштем).

22. Воды матертсового склона и атмосферные процессы. Тр. ААНИИ.1968, т.285, с.178-188 to соавт.с Е.И.Чаплыпшьш и А.О.Шпай-хером).

23. Циркуляция атмосферы и конвекция в арктических морях. Океанология, 1969. т.9, вып.1, с.416-423 (в сэавт. с Е.И.Чапльггиньш и А.О.Шпайхером).

24. Барические системы к динамические процесса а арктических морях. Океанология, 1969, т.9, вып.5 с,782-790 (й соавт. с Е.ИЛаплыппшм и А.О.ШпаЙ\сром).

25. Особенности раакггия атмосферных йроцессов крупного масштаба над Cese^.'UM яолупюрнсм. npo6.it«.!UApCTHKJ54 Антарктики, 1977. выи. 49, с.5-N (я «мпг. с В.Н.Коройлвим).

26. Estimates of Heat Balance Components of the Atmosphere/Ocean Sistem. Joint IAGA/IAMAP Assembly, Seattle, USA, 1977. 1979, p.6-13 (в соавт. с A .Ф.Трёшниковым, Э.И.Саруханяном, Н.П.Смирновьш).

27. К оценке дивергенции потока тепла в океане. ПОЛЕКС—Север-76 (Научные результаты), 1979, Гндрометеоиадат, Л., с.67—70 (в соавт. с Э.И.Саруханяном, Н.П.Смирновым).

28. Многолетние изменения теплосодержания атлантических вод Арктического бассейна. Тр.ААНИИ, 1979, т.361, с.6-14 (в соавт. с Л.В.Булатовым,В.ВЛукиным) 29: Крупные аномалии гидрологического режима Северного Ледовитого океана и ледовые условия морей сибирского шельфа. Проблемы Арктики и Антарктики, 1977, вып.50, с.40—44 (в соавт. С А.О.Шпайхером и А.В.Янесом).

Исследования закономерностей гидрометеорологического режима

30. Некоторые результаты экспедиционных ж следований по программе «ПО-ЛЭКС-Север-76». ПОЛЭКС-Север-7б (Научные результаты), 1979, Л., -Гид-рометеоиздат, с. 129-147 (в соавт. с Н.И.Блиновым, В.В.Лукиным).

31. Закономерности формирования крупномасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледовитого океана. —1980, Гидрометеокздат, Л., 270с. (в соавт. с А.О.Шпайхером).

32. Механизмы колебаний ледово-гидрологического режима Северного Ледовитого океана. Препринт семинара «Атмосфера—Океан-Космос», 1980, ВИНИТИ, М., 7с.

33. Экспериментальные иследования вертикальной циркуляции в ветровых течениях. Моделирование явлений в атмосфере и гидросфере, Тр. Первой меж-дувед. конференции 22-26 ноября 1960 г. 1962, Изд. АН СССР,М-, с.93-99.

34. Экспериментальное исследование схемы постоянных течений в Арктическом бассейне. Тр.ААНИИ, 1963, т.254, с.129-154 (в соавт.с З.М.Гудковйчем).

35. Исследование природы циркуляции вод Арктического бассейна на модели. Океанология, 1965 ,т.5, вып.1, с.73-83 (в соавт.с З.М.Гудковйчем).

Теоретические исследования

36. Метод расчета полей среднемесячных и среднесезонных теченнй в окраинных арктических морях и прилежащей части Арктического бассейна. Тр.ААНИИ, 1970, т.293, с.17-48 (в соавт. с Н.И.Блиновым, Г.Б.Барышевой, С.В.Кочетовым).

37. Об оценке порядка величии членов в уравнениях теории океанических ■течений. ТрААНИИ, 1972, т. 306, с.123-127.

38. К теории бароклинных течений. ТрААНИИ, 1976, т.332, с.5-19,

39. Балансовая модель формирования крупных анс алйй гидрологического режима Северного Ледовитого океана. ТрААНИИ, 1978, т.349, с.б—15 (в соавт. с С.В.Кочетовым).

40. Некоторые гидродинамические эффекта в нестационарных вдето ветровых течениях. ДАН СССР, 1961, т. 140, No.2, с.353-360.

41. К теории нестационарных ветровых течений в условиях сильно переслоенного моря. Тр ААНИИ, 1961, т.210, с.141-163.

42. О некоторых проблемах океанической турбулентности. Тр.ААНИИ, 1975, т.321, с. 18—41 <в соавт. с В.Г.Савченко, Б.В.Хлоповым).

43. Анализ трёхмерной циркуляции Гренланлского моря на основе диагностических расчетов. Тр. ДАНИИ, 1988, т.413, с.32-62 (совм. с Н.К)Лорониным, А.В.Поповым).

44. Диагностические расчёты трехмерной циркуляции в районе Гренландской котловины. Проблемы Арктики и Антарктики, 1989, вып.64, с. 98-109 (совм. с. Н.ЮЛорониным и А.В.Поповым).

45. Термохалиннач система и циркуляция вод Северного Ледовитого океана. Проблемы Арктики и Антарктики, 1999, вып.71.

46. Эффект ТАЙЯ. Проблемы Арктики и Антарктики, 1999, вып.71. Внедрение результатов исследований

47. Пути оценки возможных изменений гидрологического режима Карского моря под влиянием межбассейновой переброски стока рек. Тр.ААНИИ, 1976, T.3Í4, с. 176-182 (в соавт. с В.В.Ивановым).

48. Проблемы оценки возможных последствий переброски части стока для устьевых областей рек и морей арктической зоны. Межзональное перераспределение одных ресурсов, 1980, Гвдрометеонзлат, JI., с.202-241 (в соавт. с В.В.Ивановым^.

49. Изменчивость гидрологического нежима Сеиерного Ледовитого океана и проблемы, возникают»;-. в связи с проблемой переброски части рек его бассейна. Проблемы Арктики и Антарктики, 19S0, вып.55, с.67-78 (в соавт. с В.Н.Морецким,А.О.Шпайхером).

50. Оценки возможных изменений ледово-гидропгических условий Карского моря под влиянием отъема части стока рек первой очереди. Проблемы биосферы, 19Ь2, Инф. бюлл. No.8, М., с.64-79 (в соавт. с З.М.Гудковнчем).

51. Изменчивость гидрологического режима Северного Ледовитого океана в связи с перебросом части сток рек его бассейна, loe. cit., с.55.

Обобщения п ктогп псследовашш гидрологического релшма

52. Основные итога и перспективы океанологических исследований в Арктнхе. Проблемы Арктики и Антарктики, 1991, вып.бб, с.32-54 (в соавт. с Г.А.Баскаковым, В.А.Волковым, Е.Н.Дворкгчым, В.В.Лукиным, Н.В.Мустафнным).

53. Основные результаты, проблемы и перспективы инструментальных и теоретических исследований океана и атмосферы в Северо-Европейском бассейне. Проблемы Арктики и Антарктики, 1989, вып.64, с. 6-23 (совм. с В.Ф.Романовым, В.А.Романцовым).

54. Развитое океанолопш в Арктике. Гкпрометеоиздат, 1969, 10 с. (в соавт. с А.Ф.Трёипшковым, Ф.М.Мустафшилм).

55. Научные и экспедиционные исследоваяия Северного Ледовитого и Южного океанов за последние десятилетня и их перспективы. ТрААНИИ, 1971, т.125, с.5-16 (в соавт. с А.Ф.Трёшниковым).

56. Итоги океанологических исследований из дрейфующих станциях «Северный Полюс». Вопросы географии, 1976, сб.101, М., Изд. Мысль, с.49-69 (в соаэт. с А-Ф.Трёшшгковым, Н.И.Блиновым).

57. Проблемы океанологических исследовашпЧ полярных областей. Проблемы Арктики и Антарктики, 1981, вып.57, с.23-43 (в соавт. с Н.В.Мустафнным, Э.И.Сарухашном, Н.П.Сшрновым, ЛА-Тимохозым).

58. Results of Oceanologlcal Investigations by the North Pole Drilling Stations, Polaf Geography, 1981, Vol.1, No.l, p. 1021-1032.

59. Актуальные проблемы полярной океанолопш. Исследования океана, 1984, М., Наука, с.38-53 (в соаст. с Д.Ф.Трешниховым, Б АКрутских, В.Ф.Ззхаровым, Ю.В.Николаевым).

60. Окспнографические исследования п Арктике. Проблемы Арктики н Антарктики, вып.70, 1995, с.150—171.

61. A State of the Arctic Environment. AEPS Ministerial Conference in Alta, Norway,

June, 1997, 26 p. (о соавторстве). A:\ :ic Pollution Issues. The AMAP Assessment Report, 199S, AMAP Data Centres, Oslo, ¿20р. (в соавторстве).

Обсуждение основных результатов исследований на российских п международных съездах н совещашшх

63. Природа циркуляции вод Мирового океана. Тезисы докладов на I Съезде советских океанологов, .1977, вып.1. Физика океана. Морская техника. М., Наука, с. 1—4.

64. Механизмы колебаний ледово-гидрологического режима Северного Ледовитого океана. Препринт Семинара «Атмосфера-Океан-Космос», 1980, ВИНИТИ, М., 7с.

65. Актуальные проблемы полярной океанологии. Второй Всесоюзный Съезд океанологов. Тезисы докладов, 1982, вьт.З, ч.1, с.59-60 (в соаяг. с А-Ф.Трешннковь»), БАКрутских, В.Ф.Захаровым, Е.Г.Ковалевьш, Ю.В.Ннксшаевым).

66. Структура водных масс и мезомасштабные процессы в Северном Ледовитом океане. Второй Всесоюзный Съезд океанологов.Тезисы докладов. 1982, вып.З, 4.1 (в соавт. с Н.И.Блиновым, В.К.Павловым, ЛАТимоховым).

67. Результаты натурных и теоретических океанологических исследований Норвежского и Гренландского морей по проекту ПОЛЭКС-Север. Третий сьезд советских океанологов. Тезисы докладов. 1987, с.211 (в соавт. с ВА.Романцовым, ГАСемёновым).

68. Исследования крупномасштабного взаимодействия океана и атмосферы в полярных областях Земли. Третий Сьезд советских океанологов. Тезисы докладов. 1987, с.195-197 (в соавт. с Б.А.Крутских, Ю.В.Николаевым, Г.В.Алексеевым, А.П.Нагурным, В.Г.Савченко).

69. Роль денивеляции уровня в изменениях сплоченности ледяного покрова. Третий Съезд советских океанологов. Тезисы докладов. 1987, с.210 (в соавт. с В.ВЛукиным).

70. Арктические исследования и их роль в глобальных проблемах. Исследования Арктики. Итоги и перспективы, Труды конференции прнарктических государств по координации научных исследований в Арктике. Ленинград, декабрь 1988. 1990, ч.1, М., «Наука», с.24-32 (В соавт.с Ю.А.Израелем, А.Ф.ТрешникоБым, Б.А.Крутскнх).

71. Исследования крупномасштабного взаимодействия в полярных регионах Земли. Трупы конференции практических государств, Ленинград, декабрь 1*88. 1990, ч.1, М., «Наука», с.53~6Э (в соавт. с Г.В.Алексеевым, Б.А.Крутских, АП.Макштассом, А.П.Натурным, В.Г.Савченко).

72. Исследования взаимодействия океана и атмосферы в Северо-Европейском бассейне. Труды конференции прпарктических государств. 1990, ч.1, М„ Наука, с.63-75 (в совет. с Г.ВАлексеевым, А.П.Макиггассом, АП.Нагурным, ВА.Ро-манцовым, А.В.Янесом).

73. Основные черты распределения льдов Арктического бассейна. Всесоюзная конференция: «Морские лады и хозяйственная деятельность на шельфе». Мурманск, Тезисы докладов. 1989. 1990, с.79-80 (в соавт.с И.П.Романовым)

ПРИЛОЖЕНИЕ

Таблица 1.

Гидрологические типы вод, слагающих основные структурны зоны в Ар!ГПР1ССЕОМ бассейне и в глубоководных пастях морей (за пределами 50-мстровон изобаты) п их основные характеристики (по [17] с коррекцией по [18,19]).

Структурные Диапазоны среднегодовых Дол»

ЗОГ.Ы и типы значений Объем от вод вод общего температуры | СОЛЁНОСТИ юзкмз объема

•с %о %

Поперхпостияп ^ \ 721,4 '5,4 эндемичные: евразийская - -1,28 + -1.89 24,50 + 3*,5Е 329,9 2,5 пмеразиКскпя • -1,43 + -1,80 25,90 + Э:!,60 391,5 2,9

Промежуточная 395,9 2,9 адвективные- тихоокеанские; 307,2 2,3 летние - -0,70 + -1,35. 31,75 + 32,50 122,9 0,9 тмине - -1,35 +-1,60 32,50 + 33,50 184,3 1,4 эпдемичные- 88, 7*) шельфоеие: 0,7 еиразиПскис • -1,75 + -1,90 32,00 + 33,5С ■ 75,0 0,6 амсразиПские - -1.75 + -1.85 31,00 + 31,50 13,7 0.1

Глубинная 3X73,1 21,6 адвективные- атлантические: 3173,1 21,6 евразийская - 0,70 ч- 2,30 34,85 + 35,00 1087,7 8,1 амеразийекие - 0,3В + 0,68 34,80 + 34,95 2085,4 15.5

Допивп 9174,3 68,1 адвективпые- 8435,0 62,6 свраэнПскнс - -0,60 + -0,98 34,92 + 34,99 3777,1 £8,0 вмеразийские - -0,30 + -0,50 34,94 + 35,00 4657,9 34,6 эндемичные- 739,3 склановне- 3,3 еяразнйекме - -0,82 + -0.SS 34,95 + 3Í.00 345,2 виервзийские • < -0,83 34.95 ♦ 34,97 394,0 2,9

АритпчеекиП бассеИр 13464,7 |юо,о Балансовые расче ш показывают, что при образовании -105 км3 ♦гаель-<>овых» вол, в очагах их фср.чироаашш исходные (поверхиостные)воад отдают в атмосферу не менее 20х10%кял (45 ккал/см2} за зкму на 90% - за счёт ледообразования. По Е.Фовияхы» и С.Сдвигу (1973), с сеютбря гго елрелъ расходная часть энергетического баланса цостпгаст 118 кхал/смг, и более или менее равномерно распределена по зхмторю! бассейна. Поэтому источники тепла, расположенные в очагах формирования(занимают около10% зеркала бассейна [30]), это — мощные факторы возмущения атмосферных процессов через посредство неадиабатичгских составляющих энергетического баланса.

Аналогичным и, вероятно, близким по мощности источником тепла являются зоны образования «склоновых» вод.

Таблица 3.'

Пресноводный баланс Северного Ледовитого океана (объёмы стока а баланса — по В.В. Иванову (1974))

Речной и Пресновод- Вклад ледниковый ный

Акватории Площадь сток баланс стока тые.км2 в км^ в см в км-4 в см % слоя слоя

Моря сибирского шельфа 3053 2408 79 2833 93 85

Арктический бассейн с морями

Бофорта и Линкольна 4482 22 5 501 114 4

XI: Арктические акватории 7535 2430 32 3334 44 73

Северо-Европейский бассейн 3959 875 22 1681 42 52

ХП:Восточные полярные акватории 11494 3305 29 5015 44 66

Северо-Западные проливы с морем

Баффина иГудзоновым заливом 3256 1830 56 2330 72 78

XII/: Северный Ледовитый океан 14750 5135 35 7225 49 71

Таблица 4.

Количество пресной волы во льдах и талых вод в Северном Ледовитом океане а на его полузамкнутых акваториях (по «Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли» (1974))*

Пресные воды

Акватория во льдах талых То же на конец ЗИМЫ, ЮЗ км* на конец лета, ЮЗ км' В Т01ЦИН6 льда,конец зимы, см я слое талой ВОДЫ, СМ

Моря сибирского шельфа Арктический бассейн с морями Бофорта и Линкольна 4,81 13,00 3140 1990 15? 260 104 . 40

В: Арктические акватории 17,81 5130 222 64

Северо-Европейский 2,47 1170 130 29

Ш: Восточные полярные аьзатории 20,28 6300 202 52

Севдх)-Западные протеи, «ключа« норе Баффина и Гудзонов залив 4,70 1800 180 69

XIII: Северный Ледовитый океан 25,50 7220 200 58 Сравнение данных таблиц 3 и 4 показывает, что в сезонном ходе баланса пресных вод океана заметно превалируют талые воды. Обычно принимают, что таяние и ледообразование в среднем за год компенсируют Друг друга. Однако это допущение не соответствует естественному ходу процессов: за период от начала таяния до конца роста льда (тоесть, за годовой цикл) «остаточки?» талые воды распресняют поверхностный деятельный слой и переносятся течениями на значительные расстояния - порядка 1500 км при средней (результирующей) скорости 3 см/с. Поэтому талые соды могут оказаться далеко от мест образования, в том чисЛе за пределами морей и даже бассейнов океана. Последнее особенно относится к области Трансарктического течения, прилежащей к проливу Фрама, скорости течешгй о которой значительно превышают средние по Арктическому бассейну.

Предварительные оценки показывают, что вклад талых вод в водообмен бассейна может достигать 30%, Следовательно, межгодовые изменения таяния и циркуляции поверхностных вод Арктического оассейна и морей сибирского шельфа могут заметно сказываться ш колеблшшх водообмена.

Однако эта проблема в целом ешё систематически не исследована.

Таблица 5.

Повторяемость (%) цгаыппсских колебагав"! среднемесячной тс?.шсратуры воздуха по градациям периодов п по районам морей Российской Лркппш (по Е.П. Алсксмщрозу (1998))

Период Морс

Восточно- годы Баренцево Карское Лаптевых Сибирское Чукотское

2-3 27 32 24 26 39

5-6 24 24 27 20 8

7-9 14 26 26 36 ■ 50

10-11 30 9 2 9 3

Ввдио, что по мере удаления от Севгро-Европейского бассейна вклад многолетних б-8-лстиих колебаний растёт.