Погода в Мурманске из Норвегии

мурманская область

 

Часть II. Гидрологический режим. 4 Соленость и плотность воды

 

4.1. Режимные характеристики солености

 

Способы описания режима солености в океанологической литературе в значительной степени зависят от поставленной задачи. Соленость может рассматриваться как физическая характеристика морской воды, определяющая ее плотность, электрическую проводимость, температуру замерзания; как наиболее общий показатель гидрохимического режима, однозначно отражающий содержание основных ионов (в силу постоянства соленого состава морской воды); как экологический фактор, от которого зависит осмотическое давление между водной средой и внутриклеточной жидкостью морских организмов. Гидрохимический режим и океанологические основы формирования биопродуктивности Баренцева моря составляют содержание самостоятельного выпуска научносправочного пособия, поэтому в данной главе представлены только физические аспекты режима солености.

Соленость вод любого морского бассейна определяется интенсивностью его водообмена с Мировым океаном, преенрводным балансом (включающим осадки, речной сток и испарение), процессами ледообразования и таяния льда. Для Баренцева моря ведущим является первый из этих факторов. Оценки водообмена моря недостаточно надежны (см. гл. 7), но очевидно, что он протекает очень активно, причем прилегающие моря (за исключением Белого моря) свободно сообщаются с Мировым океаном. Приток атлантических йод на западной границе моря составляет не меНее 50 тыс. км3/год, что на два порядка превышает составляющие пресноводного баланса. По данным работы [155], суммарный речной сток в Баренцево и Белое моря составляет 478 км3/год (318 мм слоя), разность между осадками и испарением — 118 км3/год (79 мм слоя). Если учесть, что на Белое море, которое в 16 раз меньше Баренцева по площади и в 47 раз — по объему, приходится 215 км3 ежегодного речного стока, можно ожидать, что соленость баренцевоморских водных масс будет лишь незначительно отклоняться от океанической, близкой в полярных районах к 35 ‰. Ледовые процессы мало сказываются на среднегодовых значениях солености, так как в Баренцевом море нет отчетливо выраженного однонаправленного ледообмена, но могут приводить к заметным межсезонным изменениям солености поверхностного слоя, обусловленным осолонением при ледообразовании и распреснением при ледотаянии (соленость образовавшегося льда составляет 10— 15 ‰, в дальнейшем содержание солей во льду снижается).

Для расчета статистических характеристик режима солености Баренцева моря используется та же информационная база, что и для температуры воды — данные наблюдений на стандартных разрезах и эпизодических океанографических станциях. Распределение по акватории моря данных наблюдений, содержащихся в массиве ВНИИГМИ—МЦД за 1936—1981 гг., совпадает с показанным на рис. 3.1. Пространственно-временная изменчивость солености, как правило, невелика, методика измерений (до середины 70-х гг. — химическое титрование, позже — определения по электросолемеру) обеспечивает высокую точность полученных данных, поэтому достоверные сведения о режиме солености в большинстве районов моря можно получить и по небольшому числу наблюдений. Однако если температурный режим замерзающей части моря на протяжении ледового периода довольно однороден, и предварительные выводы о нем можно сделать даже при отсутствии наблюдений, то режим солености при наличии льда, наоборот, усложняется. Это особенно важно для юго-восточной части моря, где значительные пространственные градиенты солености сохраняются в течение всего года, но полноценное описание режима солености в настоящее время получено только для безледного периода.

Рис. 4.1. Средняя месячная соленость воды на поверхностном горизонте.

Карты распределения солености в поверхностном слое моря (рис. 4.1) построены по данным ВНИИГМИ—МИД для центральных месяцев календарных сезонов. Они репрезентативны и для сезонов в целом, так как годовой ход солености повсеместно, за исключением небольшой зоны непосредственного воздействия стока р. Печоры, выражен слабо. Из-за недостатка данных по замерзающей части моря изолинии ограничены средним месячным положением кромки льда.

Наиболее существенными особенностями распределения солености по акватории моря в течение всего года являются ее высокие значения (до 35,0 ‰) в атлантической водной массе и пониженные — во всех прибрежных районах. Степень этого понижения определяется пресноводным балансом, а также поступлением относительно распресненных вод из Белого моря. Вдоль побережья Кольского полуострова, где глубина возрастает до 100 м уже на расстояниях 5—10 км от берега, а объем речного стока сравнительно невелик, соленость даже на крайних южных станциях стандартных разрезов обычно не бывает ниже 34,0 ‰ Беломорское стоковое течение приносит в юго-восточную часть моря воду с соленостью около 31 ‰ летом и около 33 ‰ зимой. Паводковый сток р. Печоры приводит к значительному падению солености в Печорском море и особенно в Печорской губе (далее это будет рассмотрено более детально). Соленость у побережья Новой Земли зимой и весной составляет около 34,5 ‰, летом и осенью понижается до 33,5 — 34,0 ‰, а вдоль южного побережья этих островов — до 30 ‰ и менее, что может объясняться как общим летним снижением солености на юго-востоке Баренцева моря, так и значительным поступлением сильно опресненных вод Карского моря с течением Литке.

Для северной части моря в безледный период характерны значения поверхностной солености от 32 до 34 ‰ , свойственные арктической водной массе Северного Ледовитого океана [324]. Эта водная масса отличается от атлантической более низкой средней годовой соленостью, летом соленость понижается дополнительно из-за таяния льда.

Полученные нами карты солености существенно не отличаются от карт справочника [66], где в качестве центральных месяцев гидрологических сезонов выбраны март, май, август, ноябрь. На полях средней месячной солености, в отличие от полей температуры, заметно не сказываются ни постоянные течения, ни гидрологический фронт. В некоторых случаях поля солености в работе [66] представляются излишне детализированными, в еще большей степени это относится к средней годовой карте, приведенной в работе [129], на которой чередование локальных повышений и понижений солености, по-видимому, является случайным.

Рис. 4.2. Вертикальные профили средней месячной солености..

Годовой ход солености в разных районах моря достаточно наглядно прослеживается на вертикальных профилях (рис. 4.2), построенных для тех же 1-градусных трапеций, что и профили температуры на рис. 3.3. Сопоставляя изменчивость солености в разных районах, необходимо принимать во внимание разный масштаб графиков по горизонтальной оси. Профили построены для центральных месяцев сезонов, за исключением района к западу от арх. Новая Земля, где годовой минимум поверхностной солености приходится на июнь, и весеннего периода на юго-востоке, где для апреля данных наблюдений не было (но очевидно, что изменения от месяца к месяцу в это время несущественны). Во всех районах годовая изменчивость солености максимальна в поверхностном слое, тогда как ниже 30 м (что примерно совпадает с глубиной сезонного термоклина) внутригодовой изменчивости практически нет. Наиболее стабильной и выравненной по вертикали соленостью отличается атлантическая водная масса. Некоторое понижение поверхностной, солености летом, по-видимому, объясняется превышением осадков над испарением (в Норвежском море эта разность значительно больше, чем в Баренцевом [155]). Осенью этот минимум размывается под действием конвективного перемешивания.

В других районах моря характер годового хода солености тот же, но ее летнее понижение значительно больше, так как обусловлено таянием льда, а на юго-востоке — главным образом паводковым речным стоком и Беломорским стоковым течением. Последнее сохраняется в течение всего года, но летом и осенью его соленость ниже, чем зимой. Осолонение при ледообразовании не приводит к заметному повышению солености у поверхности, так как ледообразование сопровождается интенсивным конвективным перемешиванием.

Изменчивость солености, выражающаяся в ее отклонениях от средних месячных значений, в основном определяется изменчивостью факторов, вызывающих распреснение вод. В атлантической водной массе средние квадратические отклонения солености близки к 0,1 ‰, на юго-востоке моря летом в поверхностном слое — к 1,0 ‰ [66 ]. В зоне смешения речных и морских вод они могут быть еще больше, но при отсутствии данных о режимных функциях распределения солености результаты расчета средних квадратических отклонений мало показательны. 

Рис. 4.3. Распределение солености на поверхностном горизонте в июле (юго-восточная часть моря и Печорская губа).

Абсолютные максимумы солености, выбранные из массива наблюдений за все месяцы года, по акватории моря и по глубине изменяются мало: от 35 ,3 ‰ в атлантических водах до 35,0 ‰ в арктических и 34,7 ‰ на юго-востоке моря. Этим подтверждается, что все процессы, понижающие соленость моря по отношению к океанической, локальны в пространстве и ограничены во времени. Отсюда также следует нецелесообразность расчетов солевого баланса для моря в целом или потоков солей через граничные разрезы, так как по сравнению с погрешностями оценок водообмена и даже с точностью вычисления объема моря (ом. раздел «Физико-географическая характеристика») изменчивость солености пренебрежимо мала. Исключение составляет створ на границе Баренцева и Белого морей, где изменения солености определяются интенсивностью водообмена и могут служить его показателем.

Пространственная изменчивость минимумов солености значительно больше, чем у максимумов, особенно в прибрежной зоне, где достоверные сведения о минимально возможной солености можно получить только для точек, совпадающих со станциями стандартных разрезов. В незамерзающей части моря на расстояниях более 50—100 км от берега соленость никогда не бывает ниже 34 ‰, во всех других районах, кроме юго-восточного, предельно возможным летним минимумом солености следует считать 30 ‰ .

Юго-восточная часть моря, включая Печорскую губу, отличается своеобразным режимом солености, требующим отдельного описания. Карты средней месячной солености этого района для безледного периода (горизонты 0, 10, 25, 50 м и придонный) приведены в справочнике [67]. Зимне-весенние месяцы не освещены из-за отсутствия наблюдений, но в это время соленость на всех горизонтах близка к той, которая характерна для других районов моря (33—34 ‰). Прохождение волны паводка (на май—июль приходится больше половины годового стока Печоры) приводит к формированию обширной зоны раопресненных вод, которая достигает максимального развития в июле (рис. 4.3). Дополнительное понижение солености в это время вызвано таянием льда и повышенным притоком беломорских вод. Распреснение в основном проходится на слой 0—10 м, где вертикальные градиенты солености в июне—июле даже для средних месячных значений превышают 1 ‰/м. Под действием ветрового перемешивания образуется слой скачка солености — сезонный халоклин, сходный с сезонным термоклином и усиливающим плотностную стратификацию вод.

С августа по ноябрь, когда средний месячный речной сток уменьшается по сравнению с паводковым в 3—5 раз, а процессы перемешивания в море усиливаются, соленость снова постепенно возрастает до 32—33 ‰, ее горизонтальные и вертикальные градиенты сглаживаются. К началу ледообразования зона солоноватых вод, соленость которых ниже 24,7 ‰, не выходит за. пределы Печорской губы, поэтому есть основания полагать, что летнее распреснение мало сказывается на ледовых условиях последующей зимы. В этом отношении юго-восточная часть Баренцева моря отличается от других морей арктического шельфа, особенно Карского, где аналогичный процесс протекает намного интенсивнее, и зона солоноватых вод значительно обширнее (что ускоряет ледообразование и нарастание льда).

Межгодовая изменчивость солености зависит от колебаний речного стока и, в меньшей степени, от других составляющих пресноводного баланса. Однако условия распространения пресных вод в море, в свою очередь, очень изменчивы, поэтому связь между аномалиями солености и речного стока может выявиться лишь при значительном пространственно-временном осреднении данных о солености. В последние годы проводились работы по оценке влияния стока Печоры на гидрологический режим Баренцева моря в естественных условиях и с учетом возможных водохозяйственных мероприятий. Как показали результаты расчетов по очень схематизированной модели [287], даже значительные изменения стока мало сказываются на режиме солености акватории моря за пределами Печорской губы.

 

 4.2. Плотность воды и устойчивость водных слоев

 

Режимные характеристики плотности морской воды полностью определяются режимом температуры и солености, но тем не менее имеют большое самостоятельное значение. Изменения плотности по горизонтали обусловливают плотностную циркуляцию вод, от ее вертикального распределения зависят устойчивость водных масс и процесс конвективного перемешивания.

 Плотность морской воды рw является функцией температуры TWy солености S и давления Р. Давление изменяется практически пропорционально глубине, поэтому плотность обычно приводят к атмосферному давлению Ра. Для удобства представления океанологической информации истинную плотность pw заменяют условной а*, которая определяется по соотношению

.

Зависимость плотности от температуры воды и солености описывается упрощенным уравнением состояния морской воды [266]

.

С увеличением солености at растет почти линейно, тогда как с понижением температуры рост at замедляется по мере приближения к температуре наибольшей плотности. Последняя для морской воды с соленостью более 24,7 ‰ совпадает с температурой замерзания, для солоноватых вод меньшей солености — превышает ее, достигая 4 °С для пресной воды. При типичных для Баренцева моря термохалинных условиях изменение температуры, эквивалентное изменению солености на 0,1 ‰ , составляет от 0,5 °С в поверхностном слое летом до 3—5°С в период максимального выхолаживания за пределами атлантической водной массы. Отсюда следует, что относительный вклад температуры и солености в плотностную структуру может меняться в очень широких пределах.

Пространственно-временная структура полей плотности Баренцева моря отражает общие закономерности, присущие Мировому океану — относительную однородность по горизонтали, устойчивую вертикальную стратификацию, существование слоя с повышенным градиентом плотности (пикноклина), ниже которого сезонные изменения плотности незначительны. Вертикальное распределение плотности и ее годовой ход в деятельном слое океана в основном определяются изменениями температуры воды. Исключение составляет Северный Ледовитый океан, в котором определяющим фактором является пониженная соленость поверхностного слоя.

Для Баренцева моря характерны оба типа структуры вод. В атлантической водной массе изменения плотности следуют за изменениями температуры, годовой ход солености приводит к дополнительному понижению плотности поверхностного слоя в летние месяцы. В трансформированных водах Северного Ледовитого океана, занимающих северную часть моря, вклад температуры и солености в летнее понижение плотности примерно равен. На юго-востоке моря преобладающий вклад в плотностную стратификацию вносят изменения солености.

 На рис. 4.4 представлены вертикальные профили условной плотности, характерные для разных районов моря. Горизонтальный масштаб графиков выбран с учетом того, что изменение плотности в течение года везде, кроме юго-восточной части, невелико. В атлантической водной массе изменения плотности как по вертикали, так и в годовом ходе, минимальны. В северном и приновоземельском районах годовой ход плотности внешне сходен с атлантическими водами, но здесь более четко выражен слой сезонного пикноклина, так как значительно слабее влияние летнего прогрева и передачи тепла в глубинные слои. Юго-восток выделяется сильной стратифицированяостью верхнего слоя моря и очень мелким залеганием пикноклина в летние месяцы. В целом слой повышенных градиентов плотности практически совпадает с сезонным термоклином и халоклином, так как до начала осенней конвекции вертикальные профили всех гидрологических элементов в основном определяются волновым перемешиванием.

 Максимальные значения плотности достигаются при низкой температуре воды и повышенной солености, что может иметь место при выхолаживании атлантических вод по мере их продвижения на север и восток. При абсолютном максимуме солености 35,3 %о и температуре замерзания —1,9°С условная плотность составляет 28,4. Близкие к этому максимумы плотности получены по натурным данным (28,15— в поверхностном слое, 28,3 — на горизонте 200 м).

Изменчивость минимальных значений плотности намного больше, чем максимальных, даже в юго-западной части моря. Здесь понижение плотности возможно до 27,0 в зимние месяцы и до 26,0 — в летние (без учета прибрежной зоны, где при локальном распреснении плотность может быть и ниже). В остальных районах моря минимумы плотности определяются совпадающими в годовом ходе минимальной соленостью и максимальной температурой. Летом на севере возможно понижение плотности поверхностного слоя до 24,5, на юго-востоке, вне зоны непосредственного поступления речных вод — до 15—20.

Наиболее общей характеристикой многолетней .изменчивости плотности (так же, как и других гидрологических элементов) является среднее квадратическое отклонение, рассчитанное при заданной пространственно-временной группировке данных. Для средних месячных значений, полученных по 1-градусным трапециям, во всех районах моря, кроме юго-восточного, среднее квадратическое отклонение составляет около 0,1, и только летом и осенью в деятельном слое (выше пикноклина) возрастает до 0,2—0,3. На юго-востоке изменчивость плотности намного больше: в поверхностном слое от 0,3—0,4 зимой до 2,0—4,0 летом, ниже термоклина — от 0,1—0,2 зимой до 0,3—0,5 летом. В некоторых районах моря на фоне очень слабой многолетней изменчивости выделяются несколько повышенные значения средних квадратических отклонений на горизонтах пикноклина (от 20 до 50 м), что, по аналогии с данными п. 3.3, свидетельствует о приливной изменчивости плотности воды.

Данные о вертикальных распределениях плотности позволяют достаточно уверенно судить о стратификации водных масс и условиях вертикального перемешивания. Вместе с тем более строгим показателем состояния водной среды является вертикальная устойчивость Е, характеризующая изменения плотности частицы воды при ее адиабатическом поднятии или опускании:

.

 Для практических расчетов [266] используется формула

.

В относительно неглубоком шельфовом море адиабатические изменения температуры воды невелики, поэтому устойчивость лишь незначительно отличается от вертикального градиента плотности. Близкие к нулю или отрицательные значения устойчивости достигаются при выравненном по вертикали распределении температуры и солености. Эти условия способствуют более глубокому проникновению волнового перемешивания и развитию конвекции. Однако конечным результатом всех видов перемешивания является восстановление равновесия в водной среде, поэтому при осреднении гидрологических данных преобладают положительные значения устойчивости.

Рис. 4.4. Типовые вертикальные профили условной плотности.

 Общая характеристика устойчивости вод Баренцева моря дана В. Т. Тимофеевым [361], и полученные им результаты, несмотря на ограниченный объем использованных данных (но 1939 г.), не требуют пересмотра. В годовом ходе максимум устойчивости наступает в слое 0—25 м в июле— августе, 25—50 м — в августе—сентябре и 50— 100 м — в сентябре—октябре. В остальные месяцы устойчивость мала или близка к безразличному состоянию, в зимний период в поверхностных слоях может принимать отрицательные значения.

Наибольшая изменчивость устойчивости по пространству характерна для слоя 0—25 м. Более высокая устойчивость отмечается на юго-востоке и севере моря, более низкая — в его западном и центральном районах. От августа к сентябрю устойчивость в слое 0—25 м повсеместно понижается, что объясняется меньшим поступлением речного стока, прекращением таяния льдов в северных районах и понижением температуры поверхностного слоя моря.

В слое 25—50 м также отмечается повышенная устойчивость в восточных районах моря и пониженная — в западных, но в целом ее пространственная изменчивость меньше, чем у поверхности. Для этого слоя характерно некоторое повышение устойчивости от августа к сентябрю, обусловленное началом конвективного перемешивания, вызывающего перенос более теплых и менее соленых вод от поверхности к горизонту 25 м.

От сентября к октябрю и в последующие месяцы устойчивость во всех слоях падает. Ее уменьшение продолжается в слоях 0—25 и 25—50 м до декабря—января, 50—100 м — до февраля—марта и 100—200 м —-до марта—апреля. Затем устойчивость почти не меняется до мая, оставаясь близкой к нулю. Летнее повышение устойчивости наиболее значительно от июля к августу в поверхностном слое.

В дополнение к данным работы [361] в МФ ДАНИИ были выполнены расчеты устойчивости в слоях между стандартными горизонтами для периода наибольшего развития сезонного пикноклина (сентябрь). Использован архив океанографических наблюдений на стандартных разрезах. При этом устойчивость рассчитывалась непосредственно для каждой океанографической станции с последующим осреднением полученных значений (в отличие от методики В. Т. Тимофеева, который определял среднюю месячную устойчивость с использованием осредненных профилей температуры и солености воды).

На рис. 4.5 показано вертикальное распределение устойчивости на меридиональном разрезе VI и широтном разрезе XXIX (см. рис. 1.1). Результаты расчетов подтверждают отмеченные выше закономерности. Относительно повышенная устойчивость отмечается в слое пикноклина, центральная ось которого расположена примерно на горизонте 30 м. Максимальные значения Е . 108, составляющие от 1000 до 1500, не в полной мере отражают реальный диапазон изменений этой величины, так как при расчете по стандартным горизонтам вертикальные градиенты всех гидрологических характеристик сглаживаются. Общим свойством морских вод, выявленным в последние годы с помощью малоинерционных зондирующих приборов, является тонкая структура — чередование сравнительно однородных слоев с толщинами от десятков сантиметров до нескольких метров и тонких прослоек с резкими изменениями характеристик. На Баренцевом море специализированные исследования такого рода не проводились, но можно полагать, что тонкая структура наиболее отчетливо выражена именно в слоях с повышенной устойчивостью.

Рис. 4.5. Распределение устойчивости по вертикали. Сентябрь, уел. ед.

 

4.3. Конвективное перемешивание

 

Ведущее место среди процессов, определяющих гидрологический режим Баренцева моря, на протяжении большей части годового цикла -принадлежит конвективному перемешиванию. Осенне-зимняя конвекция проникает на большие глубины (во многих районах моря— до дна), приводит к значительной трансформации атлантической водной массы и формированию баренцевоморских вод. Пространственное распределение гидрологических характеристик, установившееся в результате конвекции, на значительной части акватории моря сохраняется 5—6 месяцев, а в глубинных слоях — практически круглый год.

Конвективное перемешивание представляет собой один из видов анизотропного перемешивания. Главной причиной его возникновения является гидростатическая неустойчивость водных слоев, возникающая вследствие увеличения плотности воды в поверхностном слое моря (либо уменьшения плотности подстилающих слоев). В отличие от фрикционного перемешивания, обусловленного поперечным сдвигом скорости, конвективное перемешивание может развиваться независимо от того, находятся ли данные слои жидкости в движении или нег, и происходит в вертикальном направлении.

Причиной возникновения свободной конвекции в море может быть изменение температуры или солености водной среды вследствие, например, ее взаимодействия с атмосферой. В результате создается неустойчивое распределение плотности, при котором более плотные объемы оказываются выше слоев с относительно меньшей плотностью, и, следовательно, не выполняется условие минимума потенциальной энергии системы. Поэтому при самом незначительном внешнем воздействии равновесие слоев нарушается, и возникает тенденция к перераспределению жидкости, подавляемая совместным действием вязкости и теплопроводности. Чтобы начался процесс перемешивания, вертикальный Градиент плотности должен превысить некоторое критическое значение.

В лабораторных условиях, при равномерном потоке тепла в слое жидкости, возникает ячеистая конвекция. В этом случае вертикальные токи образуют правильные шестиугольники с отношением длины сторон к высоте ячейки примерно 2:1. Для моря характерна дискретная конвекция в виде конвективных элементов, возникающих при наличии контрастов температуры или солености в горизонтальной плоскости. Различают также конвекцию поверхностную и внутрислойную. В первом случае перемешивание вызывается охлаждением и осолонением на поверхности или адвекцией более плотных вод в верхних слоях моря. Внутрислойная конвекция возникает в связи с различием скоростей молекулярной теплопроводности и диффузии солей, а также из-за горизонтальной неоднородности термохалинного поля.

Конвективное перемешивание характеризуется глубиной проникновения конвекции, теплоотдачей водных слоев, температурой, соленостью и плотностью верхнего однородного слоя, сроками образования ледяного покрова. Расчет этого комплекса характеристик составляет важнейшую часть моделирования ледово-гидрологического режима и разработки методов долгосрочных ледовых прогнозов.

Существует ряд расчетных методов, позволяющих определять указанные характеристики в зависимости от начального распределения температуры и солености, а также тех или иных граничных условий. Краткий обзор этих работ содержится в монографии Н. П. Булгакова [45]. Здесь мы остановимся только на тех из них, которые непосредственно использовались для расчетов гидрологического режима Баренцева моря.

Метод Н. Н. Зубова [146] предназначен для расчета конвекции, вызванной охлаждением или осолонением поверхностных слоев воды при ледообразовании без учета влияния течений, волнения, горизонтального и вертикального турбулентного обмена. В качестве исходных данных используются материалы океанографических съемок, выполненных до начала конвекции. Предполагается, что дальнейшие изменения температуры и солености по вертикали обусловлены теплообменом с атмосферой. Горизонт проникновения конвекции определяется из условий равенства удельных объемов на этом горизонте и в верхнем перемешанном слое. Температура и соленость от поверхности до горизонта конвекции рассчитываются по формулам смешения.

После того, как температура перемешавшихся слоев становится равной температуре замерзания, она остается постоянной. Дальнейшая конвекция обусловлена осолонением при ледообразовании, а теплоотдача связана только с вовлечением в процесс перемешивания нижележащих слоев. По определению Н. Н. Зубова, глубина, до которой конвективное перемешивание происходит без ледообразования, называется критической глубиной вертикальной зимней циркуляции, а количество тепла, которое для этого должно быть отдано атмосфере с единицы площади моря — показателем замерзания.

При малом теплозапасе водной толщи вертикальная циркуляция может достигнуть дна еще до начала ледообразования. Количество тепла, которое должно быть отдано в атмосферу, чтобы перемешивание достигло дна, Н. Н. Зубов назвал показателем вентиляции. Если этот показатель меньше общей теплоотдачи в зимний период, охлажденные воды распространяются в придонном слое в направлении понижения дна. Этот процесс оказывает существенное влияние на формирование придонных вод Баренцева моря.

Условия конвективного перемешивания в Баренцевом море наглядно показаны в работе [146] на примере расчета, выполненного для меридионального разреза по 35° в. д. В южной части моря (до 74° с. ш) конвекция достигает дна еще при положительной температуре воды (до 1,0—1,5 °С). К северу показатель замерзания возрастает и, начиная с 76° с. ш., превышает показатель вентиляции (следовательно, расчетная конвекция сопровождается ледообразованием).

Н. П. Булгаковым [45] и В. А. Цикуновым [393] были разработаны расчетные методы, основанные на тех же физических представлениях. В работе [393] дополнительно учитывается ряд факторов — уплотнение при смешении вод, влияние испарения и осадков, адвекция тепла и солей течениями. Метод В. А. Цикунова основан на решении системы уравнений, включающей уравнение теплового и солевого балансов в верхнем однородном слое, теплопроводности и переноса солей — в нижележащем слое. Процесс выхолаживания считается монотонным, потоки тепла и солей в слой конвекции из нижележащих слоев не учитываются.

Развитием этого направления стала численная модель Ю. П. Доронина [115]. Она основывается на уравнениях баланса тепла и солей для слоя конвективного перемешивания в виде:

.

 

Левые части уравнений (4.4) (4.5) характеризуют теплозапас и содержание солей в однородном слое моря толщиной z i+1 на искомый момент времени t i+1. Первые слагаемые правых частей соответствуют этим же параметрам слоя толщиной z, в исходный момент времени ti. Физический смысл остальных слагаемых следующий: 2) поступление тепла в однородный слой при вовлечении в перемешивание слоя толщиной (z i+1— z i ); 3) тепло- и солеобмен деятельного слоя с атмосферой; 4) теплои солеобмен с нижележащим слоем вод; 5) адвекция тепла и солей в однородном слое.

Глубина залегания скачка плотности определяется из условия

.

 

означающего, что плотность воды в однородном слое не может превышать плотности подстилающих слоев. В случае вынужденной конвекции исходные уравнения остаются теми же, но z i+1 приобретает смысл глубины ветрового перемешивания, которая может быть в первом приближении рассчитана по скорости ветра.

Уравнения (4.4) — (4.6) дополняются зависимостью плотности воды от температуры, солености и давления. Коэффициенты обмена Kω, λω считаются известными, и должны быть определены каким-либо независимым способом.

Данная модель использовалась автором для расчетов конвективного перемешивания и сроков ледообразования в арктических морях. В работе [166] рассматривается опыт ее использования применительно к Баренцеву морю. При расчетах задавалось фактическое исходное распределение гидрологических характеристик, для учета адвекции использовалась известная схема постоянных течений Баренцева моря (см. гл. 7). По мнению авторов, расхождения результатов расчетов с фактическими данными о ледообразовании объясняются тем, что эта схема недостаточно полно учитывает динамику морских вод в реальных условиях.

Некоторые результаты моделирования осенних гидрологических процессов в Баренцевом море на основе совместного расчета динамики и термохалинных условий приведены в работе [165]. Показана зависимость толщины слоя конвективного перемешивания (который в данном случае отождествляется с верхним квазиоднородным слоем) от интенсивности циркуляции, определяющей поступление тепла в море через западную границу. Однако результаты расчетов в этом случае не сопоставлялись с данными океанографических съемок.

Таким образом, несмотря на совершенствование расчетных методов, вероятностное описание ледово-гидрологического режима Баренцева моря на основе численного моделирования еще не получено. Адвекция в верхнем слое моря, ветровое перемешивание и дрейф льда определяются главным образом процессами синоптического масштаба, поэтому их параметризация требует правильного задания режимообразующих факторов — полей ветра и волнения, ледовых условий, поступления и распространения пресных вод. В свою очередь, изменчивость процессов конвекции создает обратные связи, которые непосредственно сказываются на поведении ледяного покрова и опосредствованно — на других характеристиках гидрометеорологического режима.

 Географическое описание конвективного перемешивания в Баренцевом море с учетом всей совокупности влияющих факторов имеется в работах Б. С. Залогина и А. Т. Макеровой [134, 135]. В соответствии с известной классификацией Н. Н. Зубова здесь представлены три типа конвекции — арктический, полярный и субполярный.

 В северной и северо-восточной частях моря, где лед сохраняется в'течение почти всего года, и сезонные изменения температуры воды невелики, конвекция проходит по арктическому типу. Перемешивание в основном обусловлено осолонением вод при ледообразовании. Конвекция начинается раньше, чем в других районах моря, в конце августа, но проникает сравнительно неглубоко (до 50—75 м).

Для большей части акватории моря (юго-восточный район, центральная часть) характерен полярный тип перемешивания, при котором вертикальная циркуляция сначала является следствием понижения температуры воды, а затем — увеличения солености однородного слоя при ледообразовании. Конвекция начинается в первой декаде сентября, ее развитию во всех районах, кроме юго-восточного, способствует невысокая устойчивость водных слоев. На Мурманском мелководье, а также поднятиях дна Центральной возвышенности, Гусиной банки и других, осенняя конвекция доходит до дна, причем, как правило, раньше, чем в прилегающих глубоководных районах. В результате этого происходит «сползание» холодных тяжелых вод в глубинные слои, которое, в сочетании с плотностным перемешиванием, позволяет конвекции проникнуть за зиму до глубин 200—300 м.

В юго-западной части моря конвекция вызывается и поддерживается только понижением температуры, что присуще субполярному типу. Она начинается в середине сентября и продолжается в течение всего зимнего периода, достигая глубин 150—200 м.

Интенсивность конвекции в разных районах моря неодинакова. В целом она убывает с запада на восток, в зависимости от устойчивости водных слоев. На интенсивности конвекции существенно сказывается также тепловое состояние моря и атмосферы. В аномально теплые годы начало термической конвекции задерживается, теплоотдача моря в начале осени невелика. В дальнейшем интенсивность конвекции увеличивается, однако при одной и той же теплоотдаче глубина конвективного перемешивания в теплые годы меньше, чем при средних многолетних условиях.

В аномально холодные годы толщина верхнего однородного слоя невелика, конвекция начинается раньше обычного, протекает интенсивно и при большой теплоотдаче. Однако в целом особенности плотностного перемешивания, связанные с аномальным прогревом или охлаждением Баренцева моря, проявляются главным образом в начальной стадии конвекции. В дальнейшем эти различия сглаживаются, к концу зимы во всех районах моря складываются сходные гидрологические условия.

Критическая глубина и показатель замерзания меняются по акватории моря в довольно широких пределах. По результатам расчетов, приведенным в работе [182] критическая глубина уменьшается от 50—60 м в центральной части до 5—10 м на севере и юго-востоке моря. Соответствующие изменения показателя замерзания составляют от 120 до 20 кДж/см2. Это наглядно проявляется в особенностях ледового режима Баренцева моря. Если его юго-восточная часть за период с ноября по январь полностью покрывается льдом, то в центральных районах моря скорость продвижения кромки в течение всей зимы сравнительно невелика. Вместе с тем эти районы отличаются значительной межгодовой изменчивостью положения кромки льда, для объяснения которой необходимо наряду с конвекцией рассматривать динамические факторы — ветер, волнение, течения.