9.1. Общие сведения о ледовом режиме
Наиболее регулярные и точные сведения о льдах Баренцева моря начали поступать и систематизироваться в конце прошлого столетия в связи с развитием промышленного лова рыбы, промысла зверя, а также началом транспортных перевозок из сибирских рек в порты Европейского Севера (Архангельск, Кола) и в страны Европы. Наиболее полные ряды по ледовитости моря и кромкам льда с 1699 по 1965 г. для весенне-Летних месяцев (апрель—август) собраны Ю. В. Преображенским, который использовал данные, опубликованные в работах Нансена, Книповича, Лесгафта, Бурке, Визе и др. (с 1934 г. по настоящее время ряды наблюдений охватывают все месяцы года). Далее архив данных пополнялся усилиями сотрудников ЛОГОИНа (Н. С. Уралов), ДАНИИ (Т. И. Санце вич, М. С. Хромцова, Т. Н. Москаль), ЦИПа (А. И. Каракаш), Мурманскгидромета (А. А. Лебедев, Е. А. Собченко, Л. И. Боровая).
В 50—60-е годы начинается регулярное производство авиационных ледовых наблюдений. На схеме ледовых разведок (рис. 9.1) указаны маршруты, выполняемые ДАНИИ, Мурманскгидрометом и Севгидрометом. Следует отметить, что разведки ААНИИ в последнее время выполняются крайне нерегулярно из-за отсутствия аэродромов базирования на арх. Земля Франца-Иосифа и по другим техническим причинам, тогда как разведки Мурманскгидромета и Севгидромета выполняются более регулярно (как правило, каждую декаду). Отдаленность портов базирования не позволяет охватить маршрутами Мурманскгидромета северную часть моря, поэтому выполняемые авиатермические съемки освещают в ледовом отношении только прикромочную зону в период развитого ледяного покрова (декабрь—июнь). Ледовые наблюдения в юго-восточной части моря производятся Севгидрометом более регулярно и по учащенным маршрутам. Достоверность материалов этих наблюдений значительно выше, чем в других районах моря
В последние Ю—15 лет основным источником информации о положении кромки льда, границах Зон сплоченности й раЗЛйчнбгб воЗр&Ста являются искусственные спутники Земли (ИСЗ). Сведения о ледовых фазах, дрейфе льда, распространении припая и его характеристиках (толщине, заснеженности и т. д.) в прибрежных районах поступают со стационарных гидрометеорологических станций. Ряды наблюдений на станциях юго-востока Баренцева моря насчитывают 40—50 лет и используются для характеристики элементов ледового режима в прибрежной полосе.
С 1974 г. Мурманский филиал ААНИИ проводит планомерное исследование короткопериодной изменчивости состояния ледяного покрова при помощи авиационной радиолокационной станции бокового обзора (РЛС БО) «Торос» и аэрофотосъемки. С 1979 г. началась эксплуатация научно-исследовательского ледокола (НИЛ) «Отто Шмидт», который выполняет обширные работы на специализированных дрейфовых комплексах «ледокол + льдина», включающих изучение динамических процессов синоптического масштаба, структуры ледяного покрова и его физико-механических свойств.
Ледовый режим Баренцева моря формируется под воздействием Атлантического и Северного Ледовитого океанов. Благодаря притоку теплых атлантических вод, приносимых системой течений Гольфстрима, Баренцево море практически никогда (даже в самые суровые зимы) не покрывается полностью льдом. В этом его основное отличие от других морей арктического шельфа/
Одной из характерных особенностей ледового режима моря является большая межгодовая и сезонная изменчивость его ледовитости. Наибольшая ледовитость наблюдается обычно во второй декаде апреля, наименьшая — в конце августа и первой половине сентября. В августе—сентябре аномально теплых лет море полностью очищается ото льда, а в аномально холодные годы ледяной покров в эти месяцы сохраняется на 40—50 % его площади, располагаясь преимущественно в северных районах. В конце наиболее суровых зим свыше 90 % площади моря покрывается мощными сплоченными льдами, а в особенно теплые зимы наибольшая деловитость даже в апреле не превышает 55—60%.
В Баренцевом море обычно преобладают льды, образовавшиеся в пределах самого моря. Но в отдельные годы в северо-западную часть моря зимой поступают старые льды из Северного Ледовитого океана через пролив между островами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа. Нередко в северо-восточную часть моря приносятся мощные льды из северной части Карского моря. Определенная часть льда поступает зимой из Белого моря, а также из югозападной части Карского моря через новоземельские проливы.
Ледообразование на акватории моря начинается обычно в сентябре, но сроки появления льда и образования сплошного ледяного покрова из года в год сильно колеблются. Такие колебания объясняются не только резкими изменениями текущих погодных условий, но и большими различиями в отдельные годы энтальпии моря, площади старых льдов и других гидрометеорологических факторов. Замерзание раньше всего начинается в прол. Земли Франца-Иосифа и Северо-Восточной Земли (арх. Шпицберген), а затем на участках Вос*гочноШпицбергенского течения и между арх. Земля Франца-Иосифа и арх. Новая Земля. На других участках моря, отличающихся более высоким прогревом воды в поверхностном слое, молодой лед образуется позже (после того, как зимняя конвекция достигнет примерно средней части холодного промежуточного слоя воды, залегающего на глубинах 50—75 м). Устойчивый припай ежегодно устанавливается в вершинах бухт и фиордов на Шпицбергене, почти во всех проливах Земли ФранцаИосифа, в бухтах на Новой Земле, у побережья о-вов Белый, Виктория, Колгуев, а также в некоторых заливах южного побережья (Печорская губа, Хайпудырская губа и др.). Вдоль открытого побережья Новой Земли и материка от прол. Югорский Шар до м. Канин Нос ширина припая обычно не превышает нескольких сотен метров (в редких случаях— километров), при этом он подвергается частым взломам.
В течение зимнего периода льды в море распространяются с севера на юг и с востока на запад (рис. 9.2). Этот процесс продолжается до апреля включительно, затем, вплоть до сентября, происходит отступление кромки льда на север и на восток и его разрежение главным образом за счет вытаивания более тонких льдов. В средние по ледовым условиям годы в момент максимальной ледовитости (апрель) кромка проходит вдоль западных берегов Шпицбергена на расстоянии 10—30 миль. Далее она спускается до о. Медвежий и, постепенно отклоняясь к юго-востоку, на 45° в. д. достигает 74° с. ш. Затем кромка обычно круто поворачивает на юго-запад и подходит к берегу материка в районе м. Святой Нос. Обширный район юго-восточной части моря в апреле обычно покрыт льдами переменной сплоченности. В годы аномально большой ледовитости кромка льдов в апреле спускается в западных районах южнее 73° с. ш., а на востоке подходит к берегу Кольского полуострова у о. Кильдин.
В мае—июне под действием солнечной радиации и адвективного притока тепла начинается процесс таяния и разрушения ледяного покрова. Кромка льда в июне располагается севернее 75° с. ш. в западных и центральных районах и почти вплот* ную подходит к берегам Новой Земли (см. рис. 9.2). К июлю западные берега арх. Новая Земля обычно на всем протяжении полностью освобождаются ото льдов, исчезают льды и в юго-восточной части моря. Для августа характерно более интенсивное перемещение кромки льда к северу. Этот процесс начинается раньше и протекает быстрее на участках теплых течений. На северо-западе наиболее быстрое отступление кромки на север наблюдается в районе северной ветви Нордкапского течения. В восточной части моря, к югу от 76° с. ш., наблюдается фронтальное отступление кромки на северовосток, а к северу от этой широты льды быстрее всего разрушаются в зонах влияния Северо-Центрального и Северо-Новоземельского течений. Благодаря влиянию, которое оказывает на ледяной покров Северо-Центральное течение, между отрогами льда, располагающимися в северо-восточной и северо-западной частях Баренцева моря, устанавливается своебразная тепловая граница, выраженная в летнее время в виде глубокого залива, простирающегося на север, или же полным отсутствием льдов на всем протяжении Северо-Центрального течения [262].
Ледяной покров в открытом море, за исключением прикромочных и прибрежных областей, имеет высокую сплоченность в течение всей зимы, однако у южного и юго-западного побережья арх. Земля Франца-Иосифа, вдоль берегов арх. Новая Земля, у о-вов Колгуев и Вайгач довольно часто образуются обширные полыньи, природа которых тесно связана с режимом господствующих местных ветров. Так, по данным спутниковых наблюдений и авиационной ледовой разведки, установлено почти ежегодное образование зимой стационарных заприпайных полыней у указанных географических объектов. Положение и живучесть этих водных образований зависит главным образом от устойчивости отжимного ветра.
Толщина льдов в конце зимы в прикромочной зоне обычно не превышает 30 см. Как правило, здесь отсутствуют ледяные поля, и преобладает битый лед. В юго-восточной части Баренцева моря в зимний период дрейфующий лед достигает 70— 80 см. Максимальных толщин (порядка 130— 150 см) к концу зимы лед достигает в северной части Баренцева моря. Преобладают здесь обширные поля и обломки полей. В результате частых подвижек под действием ветра, течений и приливов ледяные поля часто разламываются, торосятся и снова смерзаются. В северных районах нередко встречаются айсберги, сходящие с ледников арх. Земля Франца-Иосифа и Шпицберген.
Дрейф льда в Баренцевом море вызывается в основном действием преобладающих ветров и системой постоянных течений. С октября по апрель здесь господствуют южные и юго-восточные ветры и только на границе с Северным Ледовитым океаном с января по апрель преобладают восточные и северо-восточные ветры. Поэтому в зимнее время дрейф льда в Баренцевом море направлен к его северным окраинам, где при встречном потоке из Северного Ледовитого океана и Карского моря имеют место сильные сжатия и торошения льдов. В теплую часть года (май—август) господствуют ветры северных направлений. Эти ветры способствуют переносу льдов на юг, где они быстро разрушаются под действием радиации и подтока с юга более теплых вод. При этом у южных берегов арх. Земля Франца-Иосифа обычно образуется обширное пространство чистой воды, ускоряющее дальнейший процесс очищения моря ото льда.
9.2. Ледовитость и положение кромки льда
Важную и необходимую для практики гидрометеорологического обслуживания информацию о ледовых условиях в море дают границы распространения льда и ледовитость, тесно связанная с положением кромки. Кромка льда Баренцева моря является наиболее важным показателем сезонной изменчивости ледовых условий и своеобразным индикатором термодинамических процессов в системе атмосфера—лед—море.
Сезонную изменчивость всех элементов ледового режима моря проследить с достаточной степенью достоверности довольно сложно. Для этого требуются специальные инструментальные наблюдения (мониторинг), охватывающие все пространство моря, покрытого льдом, или отдельных его частей. Стационарные ледовые наблюдения на гидрометеорологических станциях характеризуют состояние ледяного покрова в узкой прибрежной полосе, до десятка километров. К тому же, на протяжении большей части года наблюдения отражают состояние неподвижного льда — припая. Ценность и необходимость стационарных наблюдений не вызывают сомнения. Вместе с тем в Баренцевом море площадь дрейфующих льдов составляет порядка 95—97 % от всей площади льдов моря в самом ледовитом месяце —апреле.
Многие характеристики состояния ледяного покрова (возраст, сплоченность, раздробленность и т. д.) определяются визуально специалистом ледовой разведки в узкой полосе обзора (10—15 км) 2—3 раза в месяц на пространствах, достигающих сотни тысяч квадратных километров. Построенные впоследствии по этим наблюдениям месячные карты средних многолетних данных в целом правильно отражают реальные ледовые условия, но, вполне естественно, такая информация носит скорее качественный характер и при количественных оценках является источником значительных погрешностей [144, 395]. С большим доверием следует отнестись к авиационным наблюдениям, проводимым в юго-восточной части Баренцева моря. Частота галсов, покрывающих равномерно этот район моря (см. рис. 9.1), и строгая дискретность (3—4 раза в месяц) позволяют определять многие характеристики ледового режима достаточно надежно. Кроме того, в последнее десятилетие в этом районе проводятся почти ежегодно экспериментальные работы с системой РЛС БО «Торос>, аэрофотосъемка льдов на полигонах, учащенные авиаразведки при проводке караванов судов в Карском море и обратно в зимний период. Наличие таких данных дает, возможность исследовать изменчивость элементов состояния ледяного покрова в различных временных масштабах.
Наиболее надежно из всех элементов ледового режима ведется определение положения кромки льдов в Баренцевом море. При авиационных и судовых наблюдениях ее положение фиксируется при помощи локаторов на ограниченных пространствах, а спутниковая информация позволяет отобразить положение кромки для всего моря и выделить границы льдов различной сплоченности, а в некоторых случаях и возраста. Положение кромки льдов вполне закономерно определяет такую важную характеристику состояния ледяного покрова Баренцева моря как ледовитость (коэффициент корреляции между ними 0,7—0,9). Ледовитость моря в достаточной мере определяет ледовые условия плавания, характеризует экстремальные распространения ледяного покрова, несет информацию о процессах климатического характера в данном регионе, о возможных тенденциях климата, что играет немаловажную роль при определении трудозатрат в перспективных районах Крайнего Севера. Ледовитость, как показывают исследования [136, 137], является наиболее объективным показателем, отражающим гидротермодинамические процессы, происходящие в системе атмосфера—лед—море. При этом, как правило, средние месячные значения ледовитости исключают (сглаживают) процессы мезо- и отчасти синоптического масштаба, хотя оценка их вклада в изменчивость ледовитости представляет самостоятельную задачу.
Годовой ход ледовитости представлен в табл. 9.1. При этом с сентября по март данные охватывают период с 1934 по 1984 г., а с апреля по август — с 1899 по 1984 г. В среднем многолетнем плане максимум ледовитости приходится на апрель и минимум на сентябрь. Средняя амплитуда сезонных колебаний составляет 60%. Формирование ледяного покрова начинается со второй половины сентября и продолжается 7 мес, период разрушения составляет 5 мес. Юго-восточный район моря свободен ото льда в августе—октябре, а максимум ледовитости этого района отмечается также в апреле. Наибольшая изменчивость ледовитости моря наблюдается в июне—июле, а наименьшая — в сентябре—октябре.
Данные табл. 9.1 характеризуют также и экстремальные значения ледовитости. В этом столетии она достигала максимума в апреле 1917 г. (92% ), а полное отсутствие льда (0 %) наблюдалось в августе, сентябре и октябре 1972 и 1979 гг. При этом 1977 г. является уникальным: в январе—феврале были зафиксированы максимальные значения ледовитости, а в сентябре лед в море отсутствовал. Амплитуда средних годовых значений равна 30%. Максимальные межгодовые амплитуды колебаний для отдельных месяцев (июнь, июль) составляют 60 % и более.
На рис. 9.3 показаны ежемесячные и среднегодовые значения ледовитости за период с 1934 по 1984 г. Они дают представление об изменчивости и тенденциях ледовитости за последние 50 лет.
Ледовитость моря обладает значительной инерцией (табл. 9.2), что позволяет использовать данное свойство в прогностических связях. К примеру, по январской ледовитости можно прогнозировать февральскую, мартовскую и даже июньскую. Все месяцы с декабря по август тесно связаны со средней годовой ледовитостью. Наиболее высокая связь со средней годовой отмечается для июня. По-видимому, количество льда в июне является определяющим в целом для года. Эта особенность была выявлена и в более ранних работах [318], что дало возможность построить некоторые прогностические зависимости, используемые и в настоящее время.
Сведения о средних многолетних (рис. 9.2) и экстремальных ежемесячных положениях кромки льда помещены во многих научно-прикладных пособиях [19, 21, 65, 321]. В работе [208] приведены карты вероятности встречи со льдом. Особенности положения кромки льда в разные месяцы года и закономерности ее междумесячных изменений подробно рассмотрены в [373].
Более полную информацию о вероятностных характеристиках кромки льда можно получить с использованием теории выбросов случайных процессов. Методика таких расчетов изложена в работах [139, 141]. На рис. 9.4 представлены положения кромки льда различной вероятности для центральных месяцев календарных сезонов, рассчитанные по массивам различной продолжительности — от 48 до 83 лет. По данным рис. 9.4 можно оценить вероятности экстремальных положений кромки льда. Так, вероятность 0,5 % означает, что в 5 мес из 1000 кромка льда может достигать указанных координат. Максимальному распространению кромки в южном направлении, наблюдавшемуся в природе, соответствует уровень 5 %.
Межгодовую изменчивость ледовитости можно охарактеризовать частотой выбросов, их продолжительностью и интервалом между выбросами. Так как значения рядов ледовитости не всегда подчиняются гауссовскому распределению, то исходный ряд наблюдений следует предварительно нормализовать [10]. Такая процедура не изменяет характеристик выбросов исходного процесса, но делает его близким к нормальному. Исходные ряды обработаны фильтром Бартлетта. В большинстве случаев фильтрация позволяет улучшить совпадение теоретической и эмпирической кривых, но, с другой стороны, приводит к потере информативности исходного ряда и, следовательно, должна производиться только при наличии тренда или цикличности [141, 317]. Показателем применимости теоретического распределения может служить совпадение теоретической и эмпирической кривых характеристик выбросов в области частой повторяемости. Применяемым в практике критерием может служить совпадение кривых в области х±σ с точностью до 1/ t v , означающее, что при вычислении частот данного ряда ошибка составляет один выброс.
На рис. 9.5 в вероятностной форме представлены продолжительности выброса случайного процесса θ и интервалы между выбросами ω для ледовитости всех месяцев. Значения в узлах пересечения кривых θ и ω соответствуют средним многолетним условиям данного месяца и характеризуют средний интервал (период) в годах пересечения процесса с нормой. В целом эти величины находятся в интервале 2—3 года, т. е. в среднем каждые 2—3 года происходит пересечение многолетнего хода ледовитости с нормой.
Проанализируем характеристики θ и ω для. некоторых месяцев. К примеру, средняя деловитость апреля составляет 69 %; зададимся уровнем L±σL апрельской ледовитости. Из табл. 9.1 следует, что положительному уровню соответствует ледовитость 79%, а отрицательному — 59%. Из графика определяем, что средняя продолжительность положительного выброса на данном уровне составляет 1,2 года, отсутствие выбросов на этом уровне — средний интервал между выбросами— составляет около 8 лет. Апрельская ледовитость 1917 г., равная 92%, оценивается в вероятностной форме как возможная 1 раз в 200 Лет. Из табл. 9.1 и рис. 9.5 видно, что в августе и сентябре возможна нулевая ледовитость в море. Обращаясь к рис. 9.5, можем сделать вывод, что в августе лед в море отсутствует 1 раз в 40 лет, а в сентябре это случается чаще— 1 раз в 25 лет. Важность таких оценок несомненна, так как очевидна возможность их использования в прогностических целях при определении тенденции процесса при его выходе за определенный уровень.
Рассматривая данные о площади льдов в Баренцевом море в апреле—августе за период с 1899 по 1984 г., можно отметить уменьшение ледовитости с 1899 г. до середины 50-х годов, а затем ее увеличение вплоть до начала 80-х годов. Однако в отдельные периоды имели место как уменьшение, так и возрастание ледовитости. С 1900 по 1907 г. деловитость уменьшалась, затем вплоть до 1917 г. шло резкое увеличение (это десятилетие было наиболее ледовитым за весь рассматриваемый период). Далее количество льдов уменьшалось до 1922 г., а затем резко повысилось к концу 20-х годов (1929). После этого началось уменьшение площади льдов до середины 50-х годов (так называемый период потепления Арктики). Наступивший затем период увеличения ледовитости продолжался до середины 70-х годов. Интересно отметить, что по абсолютным значениям деловитость в 60-е и в конце 70-х годов близка к значениям, наблюдавшимся в начале XX в. В общем в ледовитости моря для весенне-летнего периода (1899—1984 г.) отмечается тенденция к понижению ледовитости — тренд отрицательный. К сожалению, отсутствие данных такой же продолжительности за другие месяцы не позволяет сделать аналогичные выводы, но, по-видимому, характер изменения и тенденция, определенные для весенне-летнего периода, подобны для других сезонов и средних годовых значений в целом. На это указывает ярко выраженная тенденция к повышению температуры воздуха с начала века (тренд положительный) на метеорологических станциях Кола, Архангельск и др.
Несколько иной характер изменения обнаруживают ряды ледовитости за период с 1934 по 1984 г. За указанный период тренд положительный, т. е. отмечается тенденция к увеличению ледовитости в большинстве месяцев и в целом за год; только в марте и апреле тренд отрицательный. По рекомендации ВМО период 50—80-х годов выделяется для оценки современного достояния климата. Исходя из этого, можно констатировать, что похолодание, отмеченное по ледовитости, наблюдается и по другим параметрам климатической системы: температуре воздуха, температуре воды, типам циркуляции и т. д. [71, 93]. Следовательно, сегодняшнее освоение Арктики происходит при некотором похолодании климата, ужесточении климатических условий по сравнению с 50-ми годами текущего столетия, что вызывает дополнительные затраты при решении транспортных задач (увеличение ледокольного флота), освоении природных богатств шельфа и гидротехническом строительстве (усиление конструкций, создание ледостойких сооружений и т. п.).
9.3. Ледообмен и ледовый баланс моря
Ледообмен Баренцева моря незначителен по сравнению с площадями и объемами льда всего моря, но для отдельных его районов, таких как южная и юго-восточная часть, а также приграничные северные и северо-восточные районы, играет существенную роль, определяя в целом ледовые условия указанных регионов.
Большую часть года Баренцево море покрыто льдами и обменивается с соседними бассейнами определенным количеством льда. Ледообмен в основном определяется ветровым дрейфом льда и действием постоянных течений. Ось атлантико-арктической депрессии расположена таким образом, что с октября по апрель в море господствуют южные и юго-восточные ветры и только на границе с Северным Ледовитым океаном с января по апрель преобладают восточные и северо-восточные. В мае— августе направление ветров меняется на противоположное— преобладающими становятся ветры северных и восточных румбов. Наиболее существенные объемы льда поступают в море (выносятся) через следующие проливы: Шиллинга (Шпицберген—ЗФИ), Макарова (ЗФИ—Новая Земля), Карские Ворота, м. Святой Нос—м. Канин Нос. Через остальные проливы ледообмен незначителен, и расчеты его не производились. Таким образом, здесь рассматривается ледообмен Баренцева моря с Арктическим бассейном, Карским и Белым морями. Для оценки ледообмена привлекались данные литературных источников [136, 196, 212, 372], а также наши собственные проработки [140, 142, 144].
В работах [136, 140, 212, 318] ледообмен рассчитывался по известной методике Н. Н. Зубова на основе изобарических коэффициентов дрейфа, а в работе [142] использовались данные инструментальных наблюдений, полученных при помощи РЛС БО «Торос». Полеты охватывали период с февраля по июнь, т. е. были освещены данными как зимний, так и начало летнего сезона (период таяния льда). За время наблюдений генеральное направление переноса льдов через основные проливы хорошо совпадает с климатическими данными. При этом действительный ледообмен Баренцева моря через проливы Шиллинга и Макарова превышает рассчитанный по методу изобар. Реальный дрейф льдов, осредненный за декаду, в некоторых случаях больше расчетного в 2—2,5 раза. Наиболее значительные расхождения в расчетах ледообмена возникают, когда изобары параллельны створу пролива.
В табл. 9.3 приведены данные различных авторов по ледообмену Баренцева моря, которые могут быть сравнены между собой. Следует отметить, что результаты Т. И. Санцевич и др. [318] получены по наблюдениям, охватывающим 1934—1954 гг. Этот период характеризовался пониженной ледовитостью морей приатлантического сектора Арктики. Расчеты А. А. Лебедева и Н. С. Уралова [212] соответствуют средним многолетним условиям. Наши расчеты выполнены с учетом данных инструментальных наблюдений, что выразилось в увеличении скорости дрейфа льда на границах моря при оценке ледообмена. Необходимо подчеркнуть, что инструментальные наблюдения проводились в годы, соответствующие средней и несколько повышенной ледовитости моря.
В работе В. Ф. Захарова [136] приводятся графики многолетнего хода ледообмена Баренцева моря с Арктическим бассейном через прол. Шиллинга. По его мнению, вынос льдов (при оценке ледообмена в км2) преобладает над их поступлением. По расчетам всех авторов (табл. 9.3) суммарный принос льдов в море преобладает над выносом. При этом, несмотря на различные оценки площадей льдов приноса и выноса, разность между ними близка между собой. На первый взгляд, разность по нашим данным значительно выше, чем у других авторов, но следует отметить, что в нашей работе, в отличие от других, учтен ледообмен Белого моря с Баренцевым. Результаты наших расчетов наиболее сравнимы с расчетами А. А. Лебедева и Н. С. Уралова, тем более, что кроме площадных характеристик в обоих случаях приведены и объемы льда, соответствующие ледообмену. Этот, показатель расходов льда в проливах Баренцева моря наиболее объективен, к тому же его можно сопоставлять с расходами вод в данных проливах [84]. Примером показательности и объективности является расчет ледообмена моря с Арктическим бассейном через прол. Шиллинга. Рассматривая площадные характеристики, убеждаемся, что по материалам всех авторов, а также работы [142], вынос льдов преобладает над приносом, а по объемам льда — наоборот. Действительно, из Арктического бассейна поступают мощные многолетние (в основном двухлетние) льды, в то время как из Баренцева моря выносятся льды более молодых образований: от начальных видов до толстого однолетнего.
Принос льда через прол. Карские Ворота, хотя и в незначительном количестве, отмечается в работах [196, 318] и по нашим расчетам (в работе [212] он отсутствует). Результаты съемок с РЛС БО «Торос» и наблюдения на НИЛ «Отто Шмидт» в юго-восточной части моря подтвердили наличие течения Литке не только в летний период, но и зимой. Оно способствует поступлению льдов из Карского моря и препятствует в некоторой степени выносу льда из Печорского моря в Карское. По нашему мнению, данные работ [196, 212] по выносу льдов через пролив Карские Ворота сильно завышены. Практически получается, что 70—100 % образовавшегося льда в Печорском море (близком по площади к Белому морю) выносится в Карское. По нашим данным эта величина не может превышать 20—25 %. Контрольными цифрами для такого утверждения могут служить данные о ледообмене Белого и Баренцева морей, а также расход льда через Поморский пролив (между о. Колгуев и м. Святой Нос—Тиманский), составляющий с декабря по апрель 6,7 км3 [144]— около 50% годовой интенсивности беломорского ледяного потока или 14 % образующегося в Печорском море льда. Очевидно, что часть переносимых через Поморский пролив льдов имеет местное происхождение, поэтому указанная цифра является максимальной оценкой количества беломорского льда, поступающего в Печорское море. Данные радиолокационных и аэрофотосъемок, проведенных в феврале—мае 1974 и 1982—1983 гг. с дискретностью 1—3 сут, а также серия дрейфующих комплексов «ледокол+ льдина» показывают, что указанный в работе [212] вынос льдов обычно не наблюдается и может быть лишь в экстремальных условиях при сочетании и однонаправленности нескольких физических факторов: ветра, постоянного (стокового) течения, градиентного течения, обусловленного прохождением серий циклонов над Баренцевым морем, что вызывает «перекачку» вод из центра моря к его периферии [98]. Сочетание таких экстремальных условий кратковременно и не может быть продолжительностью более месяца (крайняя верхняя оценка).
В конечном итоге, сравнивая разности объемов льда приноса—выноса, приходим к выводу, что в Баренцевом море при обмене с соседними бассейнами преобладает принос льдов, составляющий 50—60 км2 (в площадях) и 150—180 км3 (в объемах). Следует заметить, что ледообмен моря и ледовый баланс рассчитывались по методике, изложенной в работах [144, 395] с учетом рекомендаций работ [11, 43, 44, 407]. Для учета ледообмена в общем ледовом балансе моря рассмотрим его внутригодовой ход.
Из табл. 9.4 следует, что максимум ледообмена приходится на апрель—май. В этот период в море поступает около половины годового объема льда (принос льда учитывается со знаком « + », вынос — со знаком «—»). В октябре—ноябре отмечается незначительный ледообмен, причем преобладающим является вынос льда за пределы моря.
Для расчетов объемов льда Баренцева моря использовались осредненные многолетние карты ледовых характеристик, полученные в основном по результатам авиационных разведок: ледовитости моря, сплоченности, возраста льда, торосистости, заснеженности. Акватория моря условно разбивалась на квадраты, и рассчитывался помесячно объем льда для каждого квадрата и затем в целом для моря, покрытого льдом, по следующей формуле:
Исходя из данных авиационных разведок и особенностей ледового режима, были выбраны восемь градаций толщины льда [263], представленные в табл. 9.5.
Первые четыре градации являются основными для прикромочных районов моря и для льдов, приносимых из Белого моря. В юго-восточной части - моря встречаются льды пятой градации. Остальные градации присущи северным районам моря, причем две последние характерны для льдов Арктического бассейна в северо-западной части Карского моря, поступающих в Баренцево море. Такая условная разбивка по градациям, ориентированным на данные ледовой разведки, приводит к относительной погрешности расчета по формуле (9.1), достигающей 40 % в случае равномерного распределения льда различных возрастов по акватории [144].
Однако уменьшить эту погрешность не представляется возможным из-за отсутствия инструментальных измерений, одновременно охватывающих значительные пространства моря. Некоторые коррективы возможно ввести по данным измерений на НИЛ «Отто Шмидт», но эти наблюдения охватывают только прикромочную зону.
Средняя толщина льда значительно зависит от торосистости. Для учета этой зависимости был введен коэффициент мощности, согласно работе [44]. Объем снега на льду принимался пропорциональным количеству льда данной возрастной градации (начиная с третьей) и рассчитывался по формуле.
Результаты расчетов по формулам (9.1), (9.2) представлены в табл. 9.6, из которой следует, что приведенный объем снега на льду составляет около 0,5 % от объема льдов бассейна, и им можно пренебречь при расчетах ледообмена.
Ледовый баланс замкнутого бассейна в среднем многолетнем аспекте равен нулю, объемы образовавшегося льда равны объемам стаявшего. Но поскольку Баренцево море свободно обменивается с соседними, и при этом преобладает принос льдов, то в целом баланс моря отрицательный. Перед началом ледообразования, в сентябре, остаточный лед составляет 71,20 км3 (табл. 9.6). К апрелю в море образуется 1080,04 км3, а с учетом приведенного объема снега — 1086,42 км3. Ледотаяние с учетом ледообмена составляет— 1233,72 км3. Ледообмен Баренцева моря по сравнению с объемами образовавшегося (стаявшего) льда незначителен и составляет около 3% . Наши данные близки к оценкам, полученным в работе [211], но следует заметить, что в упомянутой статье ледовый баланс Баренцева моря рассматривается совместно с Белым морем.
9.4. Геометрические параметры морских льдов
Совместное действие термических и динамических факторов на покрытые льдом акватории морей формирует постоянно изменяющуюся разрывную структуру ледяного покрова, представленную совокупностью ледяных полей различных форм и размеров. Степень раздробленности льда определяет в свою очередь взаимодействие внутри ледяного покрова и воздействие его на суда и гидротехнические сооружения. Применение аэрофото- и радиолокационной съемок позволило определить ряд геометрических характеристик, к которым обычно относят диаметры (наибольшие размеры), поперечники (максимальные размеры льдин, перпендикулярные диаметру), периметры и площади .льдин. Нарушения сплошности ледяного покрова (трещины, каналы, разводья) являются геометрическими фигурами более сложной формы, чем льдины. Однако и для них возможно измерение диаметров, поперечников и площадей [145]. Эти параметры существенно дополняют информацию о структуре ледяного покрова.
Для задач гидротехнического строительства и судоходства наибольший интерес представляют площади льдин, позволяющие оценить кинетическую энергию дрейфующего льда. Основным источником режимной информации о размерах льдин в настоящее время является ледовая разведка, методика проведения которой предусматривает лишь грубую оценку линейных размеров льдин. Одной из важных задач обработки данных инструментальных съемок является отыскание связи между площадными и линейными габаритными размерами льдин — диаметрами и поперечниками. Такие зависимости затем используются при расчете площадей льдин по данным ледовой разведки. Для расчета бокового таяния льдов используется периметр льдин. По данным измерений периметра на снимках можно также найти зависимости периметра льдин от их линейных габаритных размеров.
Измерение геометрических параметров ледяного покрова производилось по данным радиолокационных съемок Баренцева моря. Для шести районов, равномерно распределенных по акватории моря, было отобрано 24 снимка, относящихся к различным сезонам ледового периода. Выборка льдин производилась так, чтобы они покрывали площадь снимка с минимальными пропусками. На каждом снимке было выделено от 150 до 1100 льдин диаметром более 0,5 км. Линейные и площадные характеристики льдин измерялись с погрешностью 0,2 км и 0,4 км2 соответственно.
Соотношения между линейными и площадными параметрами льдин определялись способом наименьших квадратов по выражениям, предложенным в работе [219]:
Чтобы определить, как изменяются эти соотношения для льдин различной формы, в каждом случае ряд разбивался на три группы в зависимости от эксцентриситета льдины £. К удлиненным льдинам относились льдины, эксцентриситет которых не превышает 0,55, к овальным — льдины в интервале 0,55<ζ<:0,85 и к округлым — льдины с ζ>0,85. Наиболее чувствительным к этому показателю является коэффициент К1 поскольку, как это следует из формулы (9.3), он в неявной форме включает ζ. Рассчитав величины К1 и К2, можно из формулы (9.3) определить средний по совокупности эксцентриситет льдин ζ не вычисляя его для каждой отдельной льдины. В табл. 9.7 приведены значения коэффициентов К1 К2, К3 и ζ, осредненные для восьми снимков северной части Баренцева моря.
Если зависимость коэффициента К1 от степени удлиненности льдин ζ, прослеживается как в среднем, так и для каждого отдельного случая, то коэффициенты К2 и К3 от этой величины не зависят. Анализ средних квадратических отклонений аппроксимации площади льдин показал, что наилучшие и практически одинаковые результаты дают выражения (9.4, 9.5).
Малочисленность рассмотренных ситуаций по каждому из районов Баренцева моря не позволяет определить для них режимные характеристики льдин и дает лишь некоторое представление о временной и пространственной изменчивости структуры ледяного покрова (табл. 9.8). Несмотря на фрагментарность данных, для всех рассмотренных случаев наблюдается уменьшение удлиненности льдин от периода ледообразования до начала разрушения ледяного покрова. Это нашло свое отражение в увеличении коэффициентов К1 и ζ от октября к июню для северной части моря и от февраля к маю — для юго-восточного района. Поэтому, для уменьшения среднего квадратического отклонения при расчете площадей льдин по их диаметру, следует пользоваться значением К1 осредненным по месяцам.
Зависимости между диаметром, поперечником и периметром льдины определялись по восьми снимкам северной части Баренцева моря в виде:
Значения коэффициентов К4—К6 представлены в табл. 9.9.
При вычислении коэффициентов К4, К5, К6 для каждого снимка отчетливо прослеживается их зависимость от степени удлиненности льдин. Коэффициент К4 возрастает, а коэффициенты К5, К6 убывают с увеличением среднего эксцентриситета совокупности льдин. Точность аппроксимаций периметров льдин соотношениями (9.6) — (9.8) весьма высокая: среднее квадратическое отклонение составило! соответственно 14, 13 и 12 %.
По материалам съемок в северной части Баренцева моря было получено также соотношение между периметром и площадью ледяного покрова:
Это соотношение, однако, не нашло применения вследствие больших ошибок аппроксимации и трудоемкости измерения обоих параметров. Из вышесказанного следует, что между геометрическими параметрами , ледяного покрова существует устойчивая.
связь, которую можно с успехом использовать при расчете периметров и площадей льдин по их линейным размерам. Линейные размеры льдин, как правило, являются определяющими при ведении визуальных ледовых разведок.
Наиболее полной характеристикой раздробленности ледяного покрова являются функции распределения площадей льдин. Обычно используются безразмерные интегральные функции парциального распределения площадей льдин F(Sr), представляющие собой долю общей площади льда, занимаемой льдинами, площади Sл которых больше фиксированной Sr [143]. Исходя из этого определения, имеем
В случае дискретного статистического ряда
Вычисление интегральной функции F(Sk) производится путем суммирования общей площади всех льдин, находящихся в каждом из интервалов, от наибольших льдин (редкой повторяемости) к наименьшим. Достоинством этих функций является возможность учета вклада частот льдин, размеры которых меньше разрешающей способности съемочной аппаратуры( в нашем случае менее 0,5 км).
По материалам радиолокационных съемок юго-восточной части Баренцева моря в апреле 1974 г. были построены интегральные функции парциального распределения льдин. Для этих функций были предложены [143] аппроксимирующие выражения, более удобные, чем в [219]:
С учетом соотношения между линейными и площадными характеристиками ледяного покрова вида (9.5), это выражение по аналогии с работой [219] представлено в виде
Значение коэффициента αл для этих снимков изменяется от 1,7 до 1,9, а для генеральной совокупности составило 1,9. Средние квадратические погрешности аппроксимации составили 3,6%. Недостатком этого способа аппроксимации является необходимость измерения параметров d20% и S 20% по снимкам или оценка их по данным специальных визуальных наблюдений за раздробленностью ледяного покрова. Кроме того, как это отмечено в работе [386], аппроксимация функций парциального распределения площадей льдин через его квантиль зачастую не позволяет с достаточной точностью рассчитать эту функцию в области экстремально больших льдин.
По данным 24 радиолокационных съемок в Баренцевом море были построены эмпирические дифференциальные и интегральные функции распределения диаметров, поперечников, периметров и площадей льдин в виде:
Суммирование частот ведется также от больших льдин к наименьшим. Полученные функции распределения геометрических параметров льдин имеют вид /-образных или сильно асимметричных кривых. На рис. 9.6 представлены примеры эмпирических функций распределения. Основная особенность этих кривых заключается в их асимптотическом приближении к оси частостей по мере уменьшения размеров льдин. Такая особенность функций распределения диаметров льдин для неарктических морей была ранее отмечена по данным аэрофото- и радиолокационных [219] съемок. Из рис. 9.6 следует, что, несмотря на общие черты, различия функций распределения геометрических параметров и выборочная изменчивость каждого параметра достигают существенных величин. Поэтому имеет смысл аппроксимировать эти кривые многопараметрическим законом распределения, обеспечивающим высокую точность аппроксимации. Изменчивость параметров такого распределения позволит отразить многообразие эмпирических данных.
Характерная асимметричность эмпирических функций распределения площадей льдин и внешнее сходство их с кривыми обеспеченности расходов рек позволили применить методику Картвелишвили [169], обычно применяемую в гидрологии. Суть этого метода заключается в подборке способом наименьших квадратов коэффициентов нормирующего ряд выражения вида
Нормирование при помощи этой функции позволяет приводить исходные асимметричные распределения параметров к нормальному (гауссовскому) распределению и в дальнейшем производить оценку квантилей распределения по нормальному закону. Параметры распределения Картвелишвили х, Ан Вн, Сн являются немоментными оценками изменчивости эмпирических распределений.
В табл. 9.10 приведены интервалы изменчивости значений параметров распределения геометрических характеристик льдин, рассчитанные по двенадцати снимкам юго-восточной и семи снимкам северной части Баренцева моря. Параметры Ан Вн, Сн для нижних или верхних значений интервалов изменчивости в каждом случае характеризуют форму распределения реальной выборочной совокупности.
Из таблицы следует, что наибольший размах имеет колебание параметров распределения поперечников льдин, охватывающих весь диапазон изменения этих параметров для других элементов геометрии льдин. Поэтому параметры формы аппроксимирующей функции Картвелишвили не позволяют выявить различий в распределениях площадей, периметров, диаметров и поперечников льдин. Это указывает на тесную взаимосвязь функций распределения геометрических характеристик льдин. Связь их подтверждается тем, что, как правило, функции распределения сразу нескольких геометрических характеристик льдин, относящихся к одному снимку, имеют экстремальные параметры формы. Однако применение аппроксимации эмпирических функций распределения геометрических параметров льдин также не позволило избежать значительных погрешностей аппроксимации, особенно для льдин экстремально больших размеров.
Функции распределения геометрических параметров льдин не исчерпывают описания разрывной структуры ледяного покрова. Нарушения сплошности ледяного покрова (трещины, каналы, разводья) являются геометрическими фигурам произвольной формы и размеров, параметры которых также, наряду с размерами льдин, характеризуют особенности раздробленности ледяного покрова. Однако подобрать такие параметры значительно сложнее, чем для льдин, и они обычно применяются в случае сильно сплоченных льдов. При обработке материалов радиолокационных съемок в Баренцевом море реальные водные образования во льдах представлялись минимальным числом выпуклых фигур, диаметры которых полностью принадлежат данному разводью и максимальны для такого разбиения. При таком подходе извилистый канал представляется в виде нескольких «колен», для каждого из которых измерялся диаметр, поперечник, средняя ширина разводья.
Представим диаметр разводий векторной величиной. Тогда его ориентация находится как угол в интервале от 0 до π, отсчитываемый слева направо относительно линии сканирования РЛС БО «Торос». Вводя поправку на курс самолета, получим ориентацию разводий. Для изучения закономерностей ориентации разводий во льдах северной части Баренцева моря были построены розы-диаграммы направлений (см. рис. 9.6 е). Наблюдались два вида диаграмм: одно-и двухлепестковые. Анализ данных показал, что в первом случае ледяной покров находился в сжатом состоянии, для которого характерно примерно параллельное распределение нарушений сплошности ледяного покрова. Когда в сплоченном ледяном покрове льды находятся на расплыве, розы-диаграммы имеют «двухлепестковый» вид, причем каждому лепестку соответствует примерно одинаковая повторяемость разводий. В данном случае отмечается полигональность ледяного покрова, однако угол между лепестками не постоянен и зависит от динамического состояния льдов.
На рис. 9.6 в показаны дифференциальные функции распределения диаметров разводий и их поперечников. Из рисунка следует, что распределение диаметров и поперечников разводий, так же как и льдин, имеет сходный вид J-образных кривых, причем для поперечников эти кривые значительно круче.
Для разводий были рассчитаны величины ζ= bp/dp (эксцентриситет разводий). Характерные кривые распределения представлены на рис. 9.6 г. В сплоченных льдах распределение £ имеет вид двухвершинной кривой. Первый пик приходится на значение ζ = 0,2... 0,4 и имеет для^ таких льдов максимальную повторяемость. Второй пик кривой соответствует значению ζ = 0 ,6 ... 0,7 и характерен для льдов «на расплыве». Такие разводья образуются, как правило, в результате неполной упаковки льдин и не превышают их размеров. Интересно заметить, что во всех рассмотренных случаях наблюдался минимум повторяемости эксцентриситета разводий, соответствующий значению ζ= 0 ,4 ... 0,6.
Для определения площадных характеристик водных включений во льдах введем оценку площади отдельного разводья в виде
По данным расчета строились дифференциальные и интегральные функции распределения (рис. 9.6). Они также имеют вид /-образных кривых. В табл. 9.11 представлены интервалы выборочной изменчивости параметров Картвелишвили функций распределения диаметров, поперечников и средней ширины разводий, полученные по двум радиолокационным снимкам юго-восточной части и шести снимкам северной части Баренцева моря.
Из таблицы следует, что функции распределения диаметров разводий подобны функциям распределения диаметров льдин. Существенно отличаются от них кривые распределения средней ширины и поперечников льдин. Ввиду сильной изменчивости форм разводий во льдах и малочисленности данных эти значения следует считать оценочными. Таким образом, функции распределения линейных и нелинейных параметров льдин и разводий имеют сходный вид J-образных кривых.
9.5. Дрейф льда
Движение плавающего морского льда происходит под действием различных факторов, преобладающими из которых являются действие ветра и течений, причем в синоптическом и мезомасштабе влияние ветра существенно по сравнению с другими силами. Из архива данных, которые сформированы как массивы географических координат ледовых объектов по отдельным съемкам, были выбраны пары ледовых разведок с временным интервалом, кратным 12,5 ч. Это позволило исключить полусуточную приливную составляющую, которая характерна для Баренцева моря. На основе экспериментальных данных, полученных для юго-восточной части Баренцева моря, была сделана попытка исследовать поведение дрейфующего морского льда в типичных ветровых ситуациях, что дает возможность перехода от режимных характеристик изменчивости ветра к таким же характеристикам полей скорости дрейфа льда.
Для характеристики ветровых условий были использованы синоптические карты за период с 1964 по 1978 г., а также результаты синоптической типизации, представленные в работе [18]. Прикладная направленность работы позволила ограничиться рассмотрением случаев, когда скорость ветра превышала 10 м/с.
На ограниченной акватории юго-восточной части моря приземные изобары являются практически всегда прямолинейными. Прохождение центров барических образований через этот район происходит достаточно редко и типизацией не охватывается. Как показали расчеты, наибольшую вероятность перехода из типа в тип в течение последующих 12 ч при сохранении скорости ветра более 10 м/с имеют типы барических ситуаций, приводящих к западным и, юго-западным ветрам. Вероятность перехода в любой другой тип из данного, как правило, вдвое меньше. Это позволяет при анализе связей полей ветра и скорости дрейфа льда не учитывать Переход а из одного- синоптического типа в другой.
Во время проведения экспериментов преобладали слабые (до 10 м/с) ветровые потоки южного и юго-западного направлений при полном отсутствии восточного (средняя многолетняя повторяемость 6—7 %) и западного (20—30 %) ветров. Следовательно, типы ветровых полей за период съемок не соответствуют полному режимному набору ситуаций. Поэтому результаты обработки данных наблюдений за дрейфом не полностью отражают возможной изменчивости полей скоростей дрейфа, а их анализ должен проводиться с определенной осторожностью.
В районе съемок в юго-восточной части Баренцева моря из-за особенностей географического расположения кромки все поля дрейфа делятся в основном на две группы. К одной группе относятся поля, порождаемые ветрами, направленными с воды через кромку на лед (9 полей), а ко второй— поля при ветре со льда на воду (15 полей). При анализе этих полей выяснилось, что при ветре с воды скорости дрейфа в среднем меньше, чем при противоположном направлении ветра. При этом часто наблюдаются сжатия. Во всех случаях сопоставление полей скоростей дрейфа и скоростей ветра позволяет сделать вывод, что дрейф льда в основном направлен по ветру и характеризуется большой изменчивостью.
Более подробное исследование связи полей ветра c дрейфом проведено с помощью корреляционного метода [85, 420]. Для численной реализации этой методики был разработан специальный комплекс программ, который позволил выявить тесноту связи дрейфа с ветром с помощью коэффициента корреляции, Rv определить распределение ветрового коэффициента Kv и угла отклонения φv ректора дрейфа от направления ветра.
Непосредственный расчет этих параметров оказался невозможным из-за значительной связности характеристик поля ветра при частом расположении векторов дрейфа. Всего в ходе обработки данных съемки было определено около 10 000 векторов. Для уменьшения связности характеристик ветра движущиеся точки, выделенные в ледяном покрове, объединяют в некоторые области, определяемые заданным радиусом осреднения rv. Координаты точек в каждой области осредняются, и эти осредненные значения относят к некоторому объекту, который имеет также осредненную по всем точкам скорость перемещения. Таким образом, вся юго-восточная часть моря разбивается на непересекающиеся области с единым радиусом осреднения и динамическими характеристиками осредненных объектов. Кроме всего прочего, это уменьшает вклад ошибок, возникающих при определении скоростей дрейфа реальных объектов,и позволяет снизить объем информации о динамике морского льда без уменьшения общей информативности.
Поля ветра рассчитывались по синоптическим картам с дискретностью 3 ч для всего периода проведения летных экспериментов. Шаг сеточной области при таких расчетах составлял 200 км. Полученные вектора ветра интерполировались в центры осреднения векторов дрейфа при помощи квадратичной формулы Лагранжа и осреднялись по времени путем интегрирования по формуле трапеций за период между парами разведок.
По результатам расчетов установлено, что связь ветра с дрейфом неустойчива (Rv<0,3). Слабая связь приводит к малым ветровым коэффициентам, а также разбросу отклонения векторов дрейфа от ветровых потоков. Наиболее вероятной причиной подобной изменчивости является ограниченность акватории и влияние местных условий на дрейф.
Для исследования этого влияния ряды векторов скорости дрейфа группировались по квадратам сеточной области с шагом 50 км. Полученные по этим рядам параметры связи скоростей дрейфа и ветра Rv, Kv, φv относились к центрам соответствующих квадратов. В северной части бассейна коэффициент корреляции остался низким, что объясняется преобладанием в период экспериментов ветров южных румбов и, как следствие, наличием зон сжатия вдоль берегов островов арх. Новая Земля. К прикромочной области коэффициент корреляции увеличивается и в центральной части достигает наибольших значений (Rv= 0,75).
На рис. 9.7 приведено распределение ветровых коэффициентов в юго-восточной части моря. Их значения увеличиваются от арх. Новая Земли и о. Вайгач к югу и западу до максимальных величин в прикромочной области. Значения Kv= 0,02... 0,03, близкие к полученным для свободного дрейфа в Арктическом бассейне [85, 388], наблюдаются только в центральном районе и у южных прикромочных областей. Подобное распределение ветровых коэффициентов также может быть объяснено влиянием берега. У кромки максимальное значение коэффициентов (Kv = 0,12) свидетельствует, что в этой части акватории на дрейф льда влияют сильные подледные течения, которые не могут быть выделены корреляционным методом, так как они пропорциональны скорости дрейфа. Для сравнения на рис. 9.8 приведено распределение ветровых коэффициентов, полученных аналогичным образом для северных районов моря по результатам радиолокационной съемки в районе арх. Земля Франца-Иосифа (ЗФИ). Здесь также коэффициенты корреляции Rv не превосходят 0,30 у берегов архипелага, где сказывается эффект взаимодействия ледяного покрова с берегом, и реальный ветер наиболее сильно отклоняется от градиентного. По мере удаления от берегов они несколько возрастают. Аналогично ведут себя ветровые коэффициенты.
Исследуя пространственное распределение угла между векторами дрейфа и ветра в юго-восточной части моря, можно сделать вывод, что наибольшие отклонения как вправо ( φv >0), так и влево (φv<0) наблюдаются в зоне проливов, прикромочной области и у препятствий (рис. 9.9). В центральной части бассейна угол.
Коррреляционный метод позволяет также выявить вектора подледных «постоянных» течений. Схема этих течений для юго-восточной части Баренцева моря приведена на рис. 9.11. Здесь обнаруживается сходство со схемами «постоянных» течений юго-восточной части Баренцева моря (см. рис. 7.6, 7.7). Прослеживаются Беломорское стокоживается сходство со схемами «постоянных» течения Литке и Печорское. В прол. Карские Ворота преобладает вынос из Баренцева моря, который проявляется в дрейфе баренцевоморских льдов, вторгшихся в Карское море.
Для дальнейшего изучения связи ветра с дрейфом ледяного покрова весь архив данных для юговосточной части моря разбивался на части, из которых выбирались ситуации с нажимным дрейфом (ветер западных румбов) и отжимным (ветер восточных румбов). Для каждого случая исходные данные по ветру и дрейфу группировались по квадратам аналогично тому, как это было описано выше для всего набора данных. При этом сократилась длина использованных в расчетах рядов и резко снизилась устойчивость и обеспеченность полученных параметров. В данном случае коэффициенты корреляции и ветровые коэффициенты заметно возросли, однако общий характер их распределения остался прежним. Значительная изменчивость ветровых коэффициентов (от 0 до 0,5) и углов отклонения (от —120 до +120°) и характер их распределения так же, как и для общего случая, указывают па влияние течений и очертаний берега при формировании поля скорости дрейфа льда. Поля «постоянных» течений теряют свое сходство со схемами на рис. 7.6, 7.7, однако сохраняется характер переноса в районе Поморского пролива и в прол. Карские Ворота.
Из проведенного анализа следует, что параметры связи скоростей дрейфа льда и ветра испытывают значительную пространственную неоднородность и отражают географические особенности прибрежных районов. Для юго-восточной части моря расчеты и прогнозы дрейфа льда с использованием ветровых коэффициентов и углов отклонения могут проводиться только по ее центральной зоне.
9.6. Физико-механические свойства морских льдов
Сведения о физико-механических свойствах морских льдов необходимы для расчета их воздействия на инженерные сооружения в районах морского гидротехнического строительства. На Баренцевом море непосредственные измерения прочностных свойств дрейфующих льдов до настоящего времени не проводились, поэтому соответствующие оценки можно получить только расчетным путем, с использованием известной методики ДАНИИ [270]. Исходными данными для расчетов являются соленость, плотность и температура морского льда, а также его структура и текстура. Для льдов Баренцева моря эти характеристики были впервые получены по результатам работ НИЛ «Отто Шмидт» в прикромочной зоне.
Анализ материалов исследований дрейфующих льдов прикромочной зоны .позволяет отметить некоторые качественные отличия их в центральной и юго-восточной частях Баренцева моря. Поэтому все данные го физико-химическим свойствам льдов Баренцева моря обобщены для двух районов и систематизированы для преобладающих возрастных градаций ледяного покрова.
Выполненные в центральной части Баренцева моря исследования солености и плотности серо-белых, однолетних тонких и однолетних средних дрейфующих льдов позволили установить пределы их изменчивости (табл. 9.12) и некоторые закономерности вертикального распределения.
Максимум солености наблюдается в верхних приповерхностных слоях льда, так как зимой в период интенсивного ледообразования имеет место значительный захват солей в межкристаллических промежутках льда. Минимум же плотности в этих слоях объясняется наличием в них значительного количества воздушных включений. Последующее более монотонное намерзание благоприятствует равномерному стеканию рассола из межкристаллических промежутков и уменьшению солености льда. Некоторое увеличение солености у нижней поверхности льда может быть объяснено задержкой миграции рассола под воздействием гидростатического давления. Увеличение плотности льда в средних слоях объясняется уменьшением воздушных включений и подтверждается текстурой льда. Уменьшение солености в верхнем поверхностном слое однолетнего среднего льда объясняется выжиманием рассола на поверхности при резком повышении температуры и последующим его выветриванием.
Визуальный анализ проб льда и фотографий их кристаллической структуры показывает, что все исследуемые возрастные стадии льдов в общем имеют одинаковое строение. Так, серо-белый (до 25—30 см) лед практически по всей толщине полупрозрачен с большим количеством воздушных включений, имеющих вид пузырьков сферической формы диаметром 1—2 мм. Текстура однородна по всей толще. Структура льда мелкозернистая, кристаллы изометрические, неправильной формы, развиты равномерно по всем направлениям и близки к тину В7, В8 по структурно-генетической классификации льдов В. В. Черепанова [29]. Этот слой сохраняется и в других возрастных стадиях однолетнего льда. Ниже этого слоя наблюдается монолитный лед с более высокой температурой и с относительно небольшим количеством воздушных включений хаотической ориентации. Структура нижних слоев становится вертикально-волнистой, приближаясь к типам В2 и В3 по упомянутой классификации.
Наиболее существенным отличием юго-восточной части моря от центральной является пониженное содержание солей в молодых льдах. Следует отметить, что по мере нарастания толщины льда с увеличением его возраста происходит выравнивание солености и смещение ее максимума в результате миграции рассола в нижние слои. Наиболее интенсивно этот процесс проявляется в весенне-летний период. Усиление миграции рассола в нижние слои обусловливается повышением температуры льда и увеличением его пористости и жидкой фазы.
В табл. 9.13 приведены результаты расчета прочностных характеристик для центральной и юго-восточной частей Баренцева моря. Расчет прочности при сжатии выполнен для кубов, толщина граней которых соответствует толщине льда определенной возрастной стадии.
Из таблиц следует, что значения предела прочности на сжатие для льдов определенной возрастной стадии как в центральной, так и в юго-восточной частях моря весьма близки между собой, что вполне объяснимо, поскольку основными, определяющими прочностные свойства льда параметрами являются его температура и соленость. Наибольшие колебания предела прочности отмечаются в весенне-летний период, когда наблюдается изменение солевого состава льда, его структуры и температурного режима.
В табл. 9.14 и 9.15 приведены экспериментальные данные, полученные сотрудниками ДАНИИ в 5-м рейсе НИЛ «Отто Шмидт» в июне— июле 1980 г. Основной объем проводимых исследований относился к однолетним льдам, имеющим параллельно-волокнистую структуру и соленость порядка 2—3 ‰. Исследование прочностных свойств льда проводилось на 80 образцах при одноосном сжатии. Как видно из таблиц, значения предела прочности при одноосном сжатии, получерные экспериментально, значительно выше расчетных.
Однако следует отметить, что эксперимент проводился в лаборатории при температуре —15°С на образцах размерами 76 x 38 x 38 мм. При пересчете на рабочую толщину, характеризующую вид морского льда и его соответствующий температурный режим, расчетные и экспериментальные данные вполне сравнимы.
9.7. Синоптическая изменчивость ледяного покрова
Морскому льду, как одному из фазовых состояний воды, свойственна пространственно-временная изменчивость, характерная для гидрофизических полей Мирового океана. Наиболее существенный вклад в колебания ледовитости северной полярной области вносят синоптическая изменчивость, сезонные колебания и межгодовая изменчивость. Сведения о сезонной и межгодовой изменчивости, полученные по данным многолетних наблюдений за ледовитостью моря и положением кромки льда, представлены в п. 9.2. Ниже рассматривается синоптическая изменчивость ледяного покрова, оказывающая значительное влияние на формирование гидрологического режима Баренцева моря.
Временные масштабы синоптической изменчивости состояния ледяного покрова определяются, в соответствии с работами [161, 254], периодами от суток до месяца. Пространственные неоднородности, свойственные синоптическому масштабу, составляют десятки—сотни километров. Размеры Баренцева моря сравнимы с размерами барических образований, проходящих над ним, поэтому вынуждающие действия атмосферных процессов проявляются в первую очередь в изменении положения кромки, перестройке полей скоростей дрейфа, перераспределении масс льда и сплоченности, интенсивности ледообмена моря с соседними бассейнами. Динамические процессы участвуют в формировании макроструктуры ледяного покрова моря — геометрических характеристик, раздробленности, торосистости и т. д.
Для выявления количественных характеристик синоптической изменчивости ледяного покрова необходимо использовать такие параметры его состояния, наблюдение за которыми возможно провести инструментально с дискретностью не менее суток. К их числу относятся следующие: положение кромки льда (свободной границы), фиксируемой практически ежедневно при помощи искусственных спутников Земли; дрейф льда, измеряемый на многосуточных комплексах НИЛ «Отто Шмидт» при помощи спутниковой аппаратуры «Фуруно»; поля скоростей дрейфа, полученные при помощи аэрофото- и РЛС-съемок на пространствах, охватывающих десятки тысяч квадратных километров. Изменчивость кромки льда рассчитывается в средних квадратических отклонениях от среднего положения на секущих кромку (практически перпендикулярно) параллелях и меридианах. Данные об изменчивости кромки, осредненные по всему морю за периоды от 1 до 7 сут, приведены для характерных месяцев в табл. 9.16.
Из табл. 9.16 следует,- что в марте и апреле короткопериодные колебания кромки значительнее, чем в мае. В марте идет процесс накопления массы льда и соответственно смещение кромки в сторону чистой воды. Динамические и термические факторы действуют разнонаправленно. Дрейф льда в этом месяце направлен к северным и восточным границам моря, а за счет термических факторов кромка смещается в южном, юго-западном и западном направлениях. В апреле ледяной покров находится в так называемом равновесном состоянии — нет заметного прироста массы льда и не отмечается его таяния. Следовательно, единственной причиной изменения положения кромки в этот период являются динамические факторы — ветер и течение. В мае отмечается интенсивное таяние льда, но вместе с тем уменьшается изменчивость положения кромки, что свидетельствует о преобладании в этом месяце процессов термического характера.
Несмотря на то, что суточная изменчивость (за 1 сут) в мае несколько выше, чем для других месяцев, в целом майская изменчивость за период до 7 сут ниже, чем в марте и в апреле. Для мая характерно изменение направления ветровых потоков над морем и, следовательно, изменение направления дрейфа. В этот период дрейф направлен на юг, юго-запад, что вместе с таянием льда способствует некоторой стабилизации положения кромки льда.
А. А. Лебедевым и Н. С. Ураловым [209, 210] была рассмотрена декадная изменчивость положения кромки льда в марте—апреле и в целом за год для северо-западной и юго-восточной частей моря. Авторами выделены районы моря и периоды, когда на изменение положения кромки действуют те или иные факторы, получены некоторые прогностические соотношения [209], использующие в качестве предикторов показатели атмосферной циркуляции. Результаты наших расчетов и последующих выводов вполне согласуются с данными указанных работ.
Рассмотрим экстремальные смещения кромки льда в Баренцевом море, вызванные прохождением глубоких циклонов. В качестве примера приведем два случая для различных частей моря. 19—22 февраля 1979 г. в северо-западной части при штормовом ветре юго-западного и западного направлений со скоростями 20—25 м/с кромка льда от о. Медвежий сместилась на северо-восток на 150 км за первые 2 сут. Практически район от о. Медвежий до м. Зюйдкап (арх. Шпицберген) оказался свободным ото льда. Перемещение кромки льда сопровождалось сильными сжатиями и торошением. К 22 февраля направление ветра сменилось на северное, северо-восточное (центр циклона сместился к о. Северный арх. Новая Земля), и спустя некоторое время граница ледяного покрова вернулась в исходное положение.
10—17 февраля 1984 г. через среднюю часть Баренцева моря прошла серия циклонических вторжений, вызвавших в юго-восточной части устойчивый ветровой поток западного и северо-западного направлений (15—20 м/с). Кромка льда 10 февраля 1984 г. проходила несколько западнее о. Колгуев. К 17 февраля 1984 г. ледяной покров в юго-восточной части наблюдался в виде узкой полосы шириной 20—30 км, примыкающей с запада к прол. Карские Ворота и о. Вайгач, и шириной до 30—50 км в районе м. Русский Заворот — о. Матвеев. Лед в этой полосе был сильно деформирован, сжат и всторошен. Торосистость достигала 4—5 баллов. Значительная часть льда была вынесена в прол. Карские Ворота. Следует отметить, что после этого ледяной покров на юго-востоке не восстановился, так как серия барических вторжений повлекла за собой с западных границ моря теплые и более высокой солености воды. Канино-Колгуевская ветвь Мурманского течения была распространена на восток (вплоть до Карских Ворот). Для данного периода года такое отступление кромки следует считать сверханомальным, в текущем столетии подобное явление ранее не отмечалось.
Таким образом, приведенные примеры подчеркивают роль движений синоптического масштаба: в первом случае смещения кромки сравнимы с междумесячными изменениями, а во втором — изменения, произошедшие в ледовитости на юго-востоке моря в столь короткий срок, сравнимы с сезонными колебаниями ледовитости. Приведенные оценки аномальных явлений позволяют судить об энергетике процессов синоптического масштаба.
О характере движений ледяного покрова в рассматриваемом масштабе можно судить по данным инструментальных наблюдений на многосуточных дрейфовых станциях, большая часть которых выполнена в юго-восточной части Баренцева моря. В сводной табл. 9.17 приведены данные, характеризующие продолжительность и протяженность каждого дрейфа, среднюю его скорость, генеральное направление дрейфа, скорость и направление результирующего дрейфа. По этим материалам были рассчитаны углы отклонения дрейфа от направления ветрового потока и ветровые коэффициенты дрейфа. На рис. 9.12 представлены траектории дрейфа комплексов ледокол+ льдина в юго-восточной части Баренцева моря. В 3-м и 4-м рейсах преобладал ветер западных направлений, в 7-м и 14-м — восточных. Максимальные средние суточные скорости дрейфа — 0,52 м/с и 0,32 м/с —отмечались в третьем рейсе, при этом и скорости ветра были максимальными из всех рассматриваемых случаев. Однако такие высокие скорости дрейфа обусловлены не только действием одного ветра. Как уже упоминалось в п. 9.3 при анализе ледообмена через прол. Карские Ворота, максимальные скорости дрейфа могут возникать в этом районе при однонаправленном действии нескольких сил: ветра, стоковых и постоянных течений, бароградиентных течений, обусловленных прохождением серий циклонов над центральной частью Баренцева моря, что вызывает «перекачку» вод из центра моря к его периферии.
Суммарный дрейф льда, образованный указанными физическими факторами, вызывает явление «ледовая река», широко известное в практике судоводителей и неоднократно наблюдавшееся в этом районе моря. Такое явление отмечалось в III рейсе и на первой станции IV рейса, когда НИЛ «Отто Шмидт» за четвертые и пятые сутки продрейфовал 46,3 км к северо-востоку по направлению оси прол. Карские Ворота. Вынос льда в Карское море был настолько мощным, что НИЛ «Отто Шмидт» самостоятельного движения не имел и его, как и несколько транспортных судов, несло в упомянутый пролив. Освободился ледокол только при помощи атомохода «Арктика».
На всех многосуточных станциях наблюдения за дрейфом льда проводились при помощи навигационного оборудования FSN20B. Обычно ледокол становился на ледовом якоре к ледяному полю, размером от 500X500 м до 1000x1200 м, выбранному с таким расчетом, чтобы масса поля превышала массу ледокола на 3—4 порядка. В таком случае масса и парусность ледокола не влияют на свободный дрейф льдины. Во всех шести комплексах окружающий лед и свободные льдины представляли сморози однолетнего тонкого льда толщиной от 30 до 100 см (преимущественно 40—50 см) и торосистостью 2—3 балла; высота снежного покрова составляла 10—15 см.
В табл. 9.17 представлены углы отклонения дрейфа льдин от направления ветрового потока. Они колеблются от 5 до 34°, причем дрейф льдин отклоняется вправо от ветрового потока, что соответствует общим представлениям о динамике ледяного покрова в северной полярной области. Коэффициенты дрейфа изменяются от 0,053 до 0,022, но следует учесть, что определенный вклад в эти величины вносит не только ветровая составляющая. В среднем по всем станциям угол отклонения составляет 200 и коэффициент дрейфа 0,034 (см. также обобщенные сведения о дрейфе льда в юго - восточной части моря в п. 9.5).
9.8. Ледовые условия плавания
Через обширные участки акватории Баренцева моря, покрытые льдом, проходят три основных направления морских перевозок (рис. 9.13): Мурмавск — прол. Карские Ворота (или прол. Югорский шар); Мурманск— м. Желания (арх. Новая Земля); Мурманск — арх. Земля Франца-Иосифа.
Первые два направления представляют собой варианты начального участка главной арктической трассы — Северного морского пути, третье обеспечивает перевозки народнохозяйственных грузов к островам архипелага ЗФИ. Нормативная протяженность указанных трасс составляет 510, 700 и 680 миль соответственно.
Изученность ледовых условий плавания в Баренцевом море основывается на знании ледового режима региона и общем уровне развития специального раздела ледоведения, научно-методические основы которого разработаны усилиями сотрудников ДАНИИ [42, 82]. На основании этих работ установлены степень влияния различных ледовых характеристик на успешность плавания во льдах и способы учета фактических и прогнозируемых ледовых условий при осуществлении морских транспортных операций.
Подробная характеристика различных элементов ледового режима Баренцева моря дана в п. 9.1—9.7, а узкие, специальные вопросы, например, расчеты технических и эксплуатационных скоростей для судов различных типов выходят за рамки данной работы. Поэтому ниже приводятся лишь сведения о ледовых условиях плавания безотносительно к типам судов (караванов), систематизированные в табличной форме. Более подробные и конкретные рекомендации по особенностям ледовых проводок типовых караванов или отдельных судов могут быть получены из специализированных пособий, например [42, 346], или должны быть объектом отдельного рассмотрения с привлечением приводимых здесь данных о ледовых условиях плавания и методике их учета, а так же технических характеристик судов и опыта ледового плавания [305].
Обобщенные данные о ледовых условиях плавания в Баренцевом море приведены в табл. 9.18, 9.19. Они получены на основании научно-методических и режимно-справочных региональных пособий и других литературных источников, а также различного рода материалов ледовых наблюдений из архива Мурманскгидромета и МФ ДАНИИ. Информация для ноября—января отсутствует из-за недостатка систематических наблюдений в темное время года.
В качестве основного показателя ледовых затруднений используется протяженность пути во льдах, дифференцированная по возрастным градациям льда (зимне-весенний период) и по сплоченности (летне-осенний период).
Сплоченность зимнего дрейфующего льда принимается неизменной и равной 9—10 баллов, что в соответствии с «Номенклатурой морских льдов» [263] означает наличие в сплошном льду небольших (менее 1 балла) пространств чистой воды (разрывов, трещин, разводий). Такая оценка сплоченности отвечает современным представлениям о структуре ледяного покрова в зимнее время и возможностям ледового плавания с использованием средств ледовой разведки (ИСЗ, РЛС, самолеты, вертолеты). В этот период главной лимитирующей геометрической характеристикой является толщина льда или возраст. В летний период (от начала разрушения до нового ледообразования), напротив, определяющей навигационной ледовой характеристикой считается сплоченность. Толщина льда, который находится на различных стадиях разрушения, уже не характеризует ледопроходимость (в широком понимании) ледяного покрова из-за потери прочностных свойств.
Для учета внутригодовой и межгодовой изменчивости ледовых условий плавания, особенно ярко проявляющейся в условиях Баренцева моря, таблицы содержат средние месячные данные, типизированные по трем принятым в практике градациям (легкие, средние, тяжелые годы). Они характеризуют маршруты плавания по наиболее благоприятному в ледовом отношении пути, т. е. являются оптимальными вариантами рассматриваемых направлений морских перевозок. Поэтому протяженности пути для конкретных месяцев различных типов лет в той или иной степени отличаются от нормативных.
Переход от возрастных характеристик к толщинам ледяного покрова может быть выполнен при помощи табл. 9.20 из работы [42]. При этом следует иметь в виду, что помещенные в табл. 9.20 данные характеризуют закономерности сезонного изменения толщин льда в арктических условиях. Для юго-восточной части Баренцева моря необходимо ориентироваться на несколько меньшую толщину, соответствующую нижним пределам каждой возрастной градации. Например, согласно табл. 9.18 и 9.20, в апреле при среднем типе навигации здесь возможны толщины среднего однолетнего льда до 110 см, хотя по обобщенным материалам наблюдений они не превышают 90 см. В то же время в непосредственной близости от проливов, соединяющих Баренцево море с Карским, ледовые условия плавания могут соответствовать арктическим. В наибольшей степени это относится к тяжелым типам навигации, когда значительные участки акватории моря бывают покрыты однолетним толстым и двухлетними льдами.
Важными характеристиками ледяного покрова, существенно влияющими на судоходство, являются торосистость и сжатия (для зимнего периода) и разрушенность (для летнего периода). В Баренцевом море в силу повышенной циклоничности атмосферы и хорошо выраженных приливных движений ледяной покров значительно всторошен. Наибольшие значения торосистости характерны для юго-восточной части моря, подходов к ЗФИ и северо-восточному Шпицбергену. Здесь они составляют 3—4 балла, а в среднем большая часть ледовых трасс пролегает по участкам ледяного покрова с торосистостью 2—3 балла. Пространственное распределение этой характеристики для наиболее ледовитого месяца — апреля — приведено на рис. 9.13 (средний тип навигации). Согласно методическим проработкам ДАНИИ [326], каждый балл торосистости увеличивает среднюю толщину льда на 25 %, однако на реальном движении ледоколов и ледокольно-транспортных судов этот параметр отрицательно сказывается при значениях торосистости только более 2 баллов, когда исключается возможность обхода торосистых гряд.
Сжатия в ледяном покрове — это практически важнейший фактор, серьезно осложняющий зимнее ледовое плавание в западном районе Арктики и, в том числе, в Баренцевом море, и способный на некоторое время (от часов до десятков часов) прекратить движение караванов. Повторяемость сжатий (ветровых и приливных) в зимнее время, по оценкам специалистов Мурманскгидромета и МФ ДАНИИ, составляет для участка трассы в юго-восточной части моря 0,70—0,75, причем на сильные сжатия (более 2 балла) приходится порядка 10 % всех случаев. Это связано с региональными физико-географическими условиями (расположение береговой линии, повторяемость ветров).
Разрушенность ледяного покрова для трех летних месяцев в картированном виде представлена на рис. 9.14. В летний период отчетливо выражена зависимость балла разрушенности от географической широты места, что определяется количеством поступающей солнечной радиации. С использованием данных о разрушенности по номограмме (рис. 9.15), заимствованной из работы [42, рис. 18, с. 71], могут быть определены толщины льда, сплоченность .которого указана в табл. 9.20.
Сопоставление ледовых условий на трассах с возможностями современных ледоколов (а/л типа «Арктика», л/к типа «Ермак» и л/к типа «Капитан Сорокин») и ледокольно-транспортных судов (типа «Дмитрий Донской», типа «Норильск»')' позволяет сделать вывод о том, что серьезных ледовых затруднений этот флот -в Баренцевом море испытывать не должен. Практика мореплавания’ подтверждает справедливость данного вывода: В качестве иллюстрации можно отметить, что средние затраты времени на проводку ледоколом типа «Арктика» одного судна УЛ по каждой Из рассматриваемых трасс плавания для самого' ледовитого месяца (апреля) составляют порядка 1,5—2,5 сут (во льдах)-. Этот вывод носит статистический характер. Конкретные ситуации отличаются разнообразием и могут существенно корректировать приведенные оценки в ту или другую сторону. Тем не менее регулярная (с 1979) круглогодичная навигация на трассе Мурманск—Дудинка свидетельствует в целом о решении проблемы ледового плавания в западном районе Арктики' и тем более для неарктического Баренцева моря.
Транспортные операции с использованием зимнего припая в Баренцевом море возможны при средних условиях в районе ДФИ с февраля, в Печорском море — с марта, по достижении припаем толщины 80 - 90 см (общепринятый критерий безопасности разгрузочных работ).
