Regional features of water density stratification and internal wave characteristics in the Arctic seas

Толық мәтін

Введение

Структура вод арктических морей формируется в результате взаимодействия вод Центрального полярного бассейна, атлантических вод, приносимых теплым течением Гольфстрим, тихоокеанских вод, поступающих через Берингов пролив, и вод материкового стока.

Теплые и соленые атлантические воды поступают в Арктику двумя основными ветвями, каждая из которых представляет собой поток величиной 2 Свердрупа (Св) (~ 60 000 км³/год): ветвь пролива Фрама (Западно-Шпицбергенское течение) и Баренцевоморская ветвь (Нордкапское течение) [1, 2]. По глубоководным желобам атлантические воды проникают в арктические моря далеко на восток. Объем ежегодного поступления тихоокеанских вод в Чукотское море через Берингов пролив ~ 1 Св [3]. Следы тихоокеанских вод обнаруживаются у берегов Гренландии, откуда они в трансформированном виде выносятся из арктического бассейна ¹.

Северный Ледовитый океан – наименьший из океанов, однако он получает наибольшее количество пресной воды, приносимой реками Евразии и Америки. Речные воды, попадая в арктические моря, распространяются тонким слоем по их поверхности и перемешиваются с солеными морскими водами. В процессе взаимодействия пресных вод с более солеными глубинными водами формируются значительные вертикальные градиенты плотности ¹. Наи-более крупные реки, вносящие основной вклад в солевой баланс Северного Ледовитого океана, – Печора (113 км³/год), Обь (406 км³/год), Енисей (607 км³/год), Хатанга (87 км³/год), Лена (556 км³/год), Колыма (103 км³/год), Маккензи (285 км³/год) и Юкон (203 км³/год). Хотя Юкон впадает в Берингово море, бóльшая часть его стока с прибрежным Аляскинским течением поступает в Чукотское море ² [4].

Стратификация плотности может быть представлена профилем частоты плавучести (Вяйсяля – Брента), по которому можно судить о расположении слоя скачка плотности (пикноклина), границах водных масс различного происхождения, глубине распространения конвекции и т. д. Вертикальная структура вод также тесно связана с особенностями функционирования водных экосистем. Например, основные скопления зоопланктона, который является кормовым объектом большинства пелагических рыб, по вертикальному распределению совпадают с глубиной залегания пикноклина. Наличие стратификации плотности обусловливает образование внутренних волн (ВВ), которые являются важным фактором формирования вертикальной и горизонтальной циркуляции вод. Такие виды движения жидкости способствуют обмену энергией, перемешиванию и обогащению вод кислородом, а также поступлению с глубин питательных веществ.

Данная работа посвящена исследованию в арктических морях плотностной структуры вод, характеристик внутренних волн, их взаимосвязи и включает в себя обобщение результатов, полученных в работах [4, 5–10].

Материалы и методика

В качестве исходных гидрологических данных использовались значения температуры и солености из WOA-2018 в узлах сетки 0,25° × 0,25° за период 1959–2020 гг. [11, 12]. Область исследования ограничена параллелями 65° и 80° с. ш. и меридианами 16° в. д. и 120° з. д. Для каждого узла сетки рассчитывались среднемесячные профили частоты Вяйсяля – Брента (N, цикл/ч) по формуле

$N^2\left(z\right)=\frac{g}{\text{ρ}}\frac{d\text{ρ}}{dz}$,

где z – глубина; g – ускорение свободного падения; r – плотность. Определялись максимум частоты Вяйсяля – Брента по глубине (N_max(z), цикл/ч) и глубина его залегания (HN_max(z), м).

Исследование внутренних волн проводилось исходя из системы линейных уравнений движения непрерывно стратифицированной жидкости в форме Фьельдстада, которая имеет решение в виде суперпозиции плоских волн ³. В частности, для вертикальной компоненты скорости w(x, y, z, t) (x, y – горизонтальные координаты, t – время) имеет место представление

$w\left(x,y,z,t\right)=\sum _{n=1}^{\infty }\int {\int }_{-\infty }^{\infty }{W}^{\left(n\right)}\left(k,z\right)\exp \left\{i\left[k_{x}x+k_{y}y-{\text{ω}}^{\left(n\right)}\left(k\right)t\right]\right\}d{k}_{x}d{k}_y$,

где ${\text{ω}}^{\left(n\right)}\left(k\right)$ – дисперсионное соотношение (собственная частота) для моды c номером n и волновым числом $k={(k_x^2+k_y^2)}^{(1/2)}$; $W^{\left(n\right)}\left(k,z\right)$ – амплитуда этой моды (собственная функция).

Если использовать приближение Буссинеска, отфильтровать поверхностные волны и пренебречь вращением Земли, то $W^{\left(n\right)}\left(k,z\right)$будет решением краевой задачи типа Штурма – Лиувилля с нулевыми граничными условиями на дне и свободной поверхности жидкости [8]:

$d^2{W}^{\left(n\right)}/d{z}^2+\left({\text{λ}}^{\left(n\right)}{N}^2-k^2\right)W^{\left(n\right)}=0$, $W^{\left(n\right)}\left(H\right)=W^{\left(n\right)}\left(0\right)=0$,

где ${\text{λ}}^{\left(n\right)}={\left(k/{\text{ω}}^{\left(n\right)}\right)}^2$ – собственное значение; H – глубина.

Данная спектральная задача соответствует определению собственных значений ${\text{λ}}^{\left(n\right)}$ и собственных функций $W^{\left(n\right)}\left(k,z\right)$ для каждого фиксированного значения волнового числа. Для численной реализации краевой задачи по заданному профилю N(z) строилась ее конечно-разностная аппроксимация. Полученная система линейных алгебраических уравнений решалась нахождением корней характеристического уравнения ее матрицы [8, 9, 13].

Для исследования вертикальной структуры и дисперсионных свойств ВВ рассчитывались собственные значения и собственные функции для длин волн > 200 м. При выборе интервала длин волн авторы обращались к работам [14–16], из которых следует, что в высоких широтах на радиолокационных изображениях наблюдаются внутренние волны с длинами 200–3000 м. В работе в качестве иллюстрации приведены распределения характеристик ВВ для длины волны (λ) 1000 м.

Первая мода является доминирующей в спектре волнового пакета [17], поэтому в данной работе выполнялись расчеты характеристик первой моды свободных внутренних волн (амплитуды вертикальной составляющей скорости $W^{\left(1\right)}\left(k,z\right)$ (в безразмерных единицах) и собственных периодов ($\begin{array}{l}{T_{}}^{\left(1\right)}\left(k\right)\\ T_{ср}^{\left(1\right)}\end{array}$ в часах, минутах)).

Анализ результатов

Моря Северного Ледовитого океана являются окраинными морями. С юга они ограничены побережьем материков, а на севере свободно взаимодействуют с океаном. Они разделены между собой условными линиями и островами, а соединены проливами. Кроме этого, практически во все моря впадают крупные реки.

Моря Баренцево и Карское. Баренцево и Карское моря – западные моря русской Арктики, которые разделяет архипелаг Новая Земля. Гидрологический режим морей формируется под влиянием арктических, атлантических и речных вод. В Баренцевом море наблюдается сложная система циркуляции, связанная с Северо-Атлантическим течением и его ответвлениями (Мурманское, Новоземельское, Персея, Баренца, Медвежинское и т. д.). В результате их взаимодействия формируется циклонический круговорот, в котором теплые атлантические воды смешиваются с холодными стоковыми водами Северного Ледовитого океана [5, 18]. В Карское море через проливы Югорский Шар, Карские Ворота, Маточкин Шар проникают более теплые и соленые баренцевоморские воды, которые вместе с Восточно-Новоземельским, Ямальским течениями, а также с западной ветвью Обь-Енисейского течения образуют хорошо выраженный циклонический круговорот на юго-западе и менее отчетливый – на севере моря.

Речной сток в Баренцево море небольшой, его максимум наблюдается в конце весны – начале лета. На долю Карского моря приходится ~ 55% общего берегового стока во все сибирские моря, максимум речной воды отмечается в конце лета – начале осени ⁴ [5]. Обь и Енисей впадают в Карское море через эстуарии, где речные воды, взаимодействуя с морскими, формируют речной плюм, который простирается на сотни километров от места впадения реки в море и оказывает существенное влияние на процессы в деятельном слое [19]. В северный район Карского моря по желобам Св. Анны и Воронина между Землей Франца-Иосифа и Новой Землей проникают более соленые и теплые атлантические воды [20].

В холодные месяцы года устойчивость вод в Баренцевом море мала или близка к нестабильному состоянию [5, 21]. Критерием вертикальной устойчивости слоев в море служит значение градиента плотности по вертикали с учетом поправки на адиабатический процесс [21]. При глубинах до ~ 1000 м этой поправкой можно пренебречь в силу ее малости, а вместо градиента плотности рассматривать частоту плавучести. Географическое распределение N_max(z) и HN_max(z) в Баренцевом и Карском морях в июле показано на рис. 1, 2. Можно видеть, что в июле воды с максимальной устойчивостью располагаются в прибрежных районах: в районе дельты р. Печора (Печорское море, ~50 цикл/ч), побережья п-ова Ямал, в приустьевых районах Оби и Енисея (~ 60–70 цикл/ч). Центральная часть Баренцева моря занята водами с малыми значениями N_max(z) (˂ 7 цикл/ч). На север от 75-й параллели максимум частоты плавучести повышается до 10–15 цикл/ч. В центральной части Карского моря с 75° по 80° с. ш. значения N_max(z) составляют ~ 20 цикл/ч, южнее – ~ 80 цикл/ч, в юго-западной части Карского моря 30–50 цикл/ч. Высокая устойчивость в юго-восточной части Баренцева и южной части Карского морей обусловлена притоком пресных материковых вод, повышающим градиент солености в прибрежной зоне. Поверхностный прогрев также создает в это время года температурный градиент, но его влияние на устойчивость по сравнению с градиентом солености менее значительно [5, 22]. Относительно высокая устойчивость вод в Баренцевом море в июле севернее 75° с. ш. обусловлена увеличением градиента солености вследствие таяния льда. Низкая устойчивость в центральной части (изолиния N_max(z) ~ 7 цикл/ч) вызвана присутствием атлантических вод (Нордкапское течение), имеющих высокую соленость и температуру (рис. 1). При своем движении на восток эти воды перемешиваются с водами Баренцева моря, охлаждаются и опускаются с поверхности до слоя, имеющего бóльшую плотность. Это приводит не только к уменьшению устойчивости вод, но и, как следствие, к заглублению максимума частоты Вяйсяля – Брента до 40 м (рис. 2) [21]. Небольшие значения максимума частоты плавучести в центре восточной части Карского моря в июле, вероятнее всего, обусловлены медленным продвижением распресненных прибрежных вод на север.

 

Рис. 1. Среднемноголетнее распределение максимума частоты Вяйсяля – Брента (цикл/ч) в морях Баренцевом и Карском в июле

Fig. 1. Average long-term distribution of the Väisälä – Brunt frequency maximum (cycle/hour) in the Barents and Kara seas in July

 

 

Рис. 2. Среднемноголетнее распределение глубины залегания максимума частоты Вяйсяля – Брента (м) в морях Баренцевом и Карском в июле

Fig. 2. Average long-term distribution of the Väisälä – Brunt frequency maximum depth (m) in the Barents and Kara seas in July

 

Для характеристики внутригодовой изменчивости устойчивости вод в арктических морях для каждого месяца рассчитывались средние значения максимума частоты Вяйсяля – Брента (N_max(z)_ср) (рис. 3, а) и средние глубины их залегания (HN_max(z)_ср) (рис. 3, b). Средние значения получены как средние арифметические значения по всей акватории моря. Видно, что в Баренцевом море максимальная устойчивость наступает в июле – августе, а в Карском море – в августе – сентябре и ноябре. В октябре в Карском море с началом процесса ледообразования устойчивость понижается. В ноябре с образованием ледового покрова речные воды начинают распространяться в подледных горизонтах, что ведет к увеличению устойчивости [5, 22]. В теплое время года слой скачка плотности поднимается к поверхности, а зимой заглубляется. В Баренцевом море летом средняя глубина залегания пикноклина составляет ~ 24 м, зимой – ~ 60 м, в Карском море летом – ~ 14 м, зимой – ~ 35 м (рис. 3, а, b).

 

Рис. 3. Внутригодовой ход среднего по акватории моря значения N_max(z) (а) и глубины его залегания (b)

Fig. 3. Intra-annual variation of the sea area average value N_max(z) (a) and its depths (b)

 

Моря Лаптевых и Восточно-Сибирское. Гидрологические условия моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря формируются главным образом под влиянием процессов взаимодействия поверхностных арктических вод с речными водами. Береговой сток в море Лаптевых составляет ~ 30% от общего объема материкового стока во все моря русской Арктики, в Восточно-Сибирское море ~ 10% ⁴. Лена несет свои воды в море Лаптевых через узкие и неглубокие протоки, образующие широкую дельту. Пресные речные воды наслаиваются на соленые и плотные морские воды, растекаясь по ним тонким слоем. Образующийся речной плюм зависит от направления ветра, что объясняется его небольшой глубиной. В годы с преобладанием западных и северных ветров опресненная водная масса концентрируется на юге моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря, занимая относительно небольшую площадь ~ 250 тыс. км², и простирается менее чем на 250 км на север. Под влиянием восточных ветров плюм Лены распространяется на вдвое большую акваторию [19].

В глубоководных районах морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в результате взаимодействия поверхностной арктической и глубинной атлантической водных масс под поверхностными арктическими водами образуется слой более соленой и холодной воды. Вертикальная структура вод северной и восточной частей Восточно-Сибирского моря формируется под влиянием адвекции трансформированных тихоокеанских вод, поступающих через пролив Лонга или вдоль северного берега о. Врангеля из Чукотского моря ¹ [6].

Плотностная стратификация вод моря Лаптевых наиболее выражена с конца весны до начала осени. В зонах сильного влияния берегового стока в результате смешения речных и поверхностных арктических вод образуется вода с относительно высокой температурой и низкой соленостью. На границе их раздела (горизонт 5–10 м) создаются большие градиенты солености и плотности с максимальными значениями в южных районах и у кромки льдов. В устье р. Лена значения N_max(z) в июле достигают 80 цикл/ч, в устье р. Хатанга – 75 цикл/ч (рис. 4). В юго-восточной части моря Лаптевых, куда под действием циклонической циркуляции в поверхностном слое моря распространяется бóльшая часть стока рек Хатанга и Лена, пикноклин прослеживается на протяжении всего года [6]. Ветровое перемешивание на свободных ото льда пространствах моря Лаптевых в летний период развито слабо ¹, что способствует увеличению плотностной стратификации вод. В более глубоководных северных районах в теплый период года стратификация значительно меньше, чем на юге. Бóльшая часть северной половины моря покрыта льдами, и поверхностный слой воды прогревается слабо.

Поверхностные течения в море Лаптевых образуют циклонический круговорот. Воды, движущиеся вдоль берега по направлению с запада на восток, вовлекают сток р. Лена. У Новосибирских островов часть потока отклоняется на север, выходит за пределы моря, где соединяется с Трансарктическим течением. У оконечности Северной Земли от сформировавшегося потока ответвляется Восточно-Таймырское течение, которое движется на юг вдоль восточных берегов Северной Земли и п-ова Таймыр, замыкая циклоническое кольцо. Другая часть вдольберегового течения в море Лаптевых через проливы Санникова и Дмитрия Лаптева попадает в Восточно-Сибирское море, продолжая движение на восток. Вблизи о. Врангеля часть потока поворачивает на северо-запад и выносится к северным окраинам моря, соединяясь с Трансарктическим течением, часть через пролив Лонга идет в Чукотское море ⁴ [10]. Расслоение вод по плотности в Восточно-Сибирском море наиболее выражено на юге, куда через проливы Лаптева и Санникова поступают распресненные воды Сибирского Прибрежного течения, а также воды рек Колыма и Индигирка. В этом районе пикноклин прослеживается с июня по сентябрь, а к концу теплого периода года разрушается под действием ветрового перемешивания. В приустьевых участках значения N_max(z) достигают 70–85 цикл/ч.

Восточно-Сибирское море – самое ледовитое из арктических морей. С октября по июнь оно полностью покрыто льдом. Значительное увеличение N_max(z)_ср в июле, по-видимому, связано с усиленным таянием льда [6, 8]. Внутригодовой максимум устойчивости в южной части Восточно-Сибирского моря приходится на август, N_max(z)_ср составляет ~ 55 цикл/ч при HN_max(z)_ср ~ 5 м. В более глубоководных районах моря внутригодовой максимум устойчивости вод приходится на июль, N_max(z)_ср составляет ~ 40 цикл/ч при HN_max(z)_ср ~ 5 м (рис. 4, 5). Большие градиенты плотности в юго-восточном и северном районах моря отмечаются на протяжении всего года на глубинах 25–55 м [6]. Эти глубины соответствуют слою постоянного пикноклина, разделяющего глубинные воды и поверхностные арктические или тихоокеанские воды, поступающие из Чукотского моря ¹. Значения N_max(z) в юго-восточном и северном районах достигают в теплый период года ~ 50 цикл/ч [6, 10].

 

Рис. 4. Среднемноголетнее распределение максимума частоты Вяйсяля – Брента (цикл/ч) в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском в июле

Fig. 4. Average long-term distribution of the Väisälä – Brunt frequency maximum (cycle/hour) in the Laptev and East Siberian seas in July

 

Рис. 5. Среднемноголетнее распределение глубины залегания максимума частоты Вяйсяля – Брента (м) в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском в июле

Fig. 5. Average long-term distribution of the Väisälä – Brunt frequency maximum depth (m) in the Laptev and East Siberian seas in July

 

Моря Чукотское и Бофорта. Чукотское море – самое восточное евроазиатское арктическое море. На большей части его акватории преобладают глубины ~ 50 м. Максимальные глубины отмечаются на севере и не превышают 1300 м. Материковый сток в Чукотское море мал, общее поступление речных вод в год составляет всего 72 км^{3 4}. В связи с этим его влияние на гидрологические условия незначительно и сказывается только на стратификации прибрежных вод. В большей степени на гидрологический режим Чукотского моря влияет водообмен с Центральным полярным бассейном и с Тихим океаном. Тихоокеанские воды, выходя из Берингова пролива в Чукотское море, распространяются в разных направлениях. Их основной поток направлен на север. На широте залива Коцебу к ним присоединяются опресненные речным стоком воды этого залива ⁴. Двигаясь дальше на север, воды Беринговоморского течения разделяются на два потока, один из которых в виде Аляскинского течения поворачивает на северо-восток, второй отклоняется на северо-запад ¹. Продвигаясь по восточной мелководной, с глубинами до 40–50 м, части шельфа Чукотского моря, беринговоморские воды смешиваются с местными водами. Поэтому здесь стратификация вод выражена относительно слабо (N_max(z) составляет ~ 20 цикл/ч в июле) (рис. 6) [7]. В более глубоких северных районах моря трансформированные тихоокеанские воды охлаждаются и погружаются в подповерхностные слои, образуя прослойку с ядром (расположенным на горизонтах 40–100 м), под которой располагается глубинная вода ¹.

Заметное влияние на гидрологические условия морей Чукотского и Бофорта оказывает сток рек, впадающих в моря Лаптевых и Восточно-Сибирское. Линза, сформированная стоком Лены, Яны, Индигирки и Колымы, является крупнейшей по площади в Мировом океане [23]. При усилении атмосферной циклонической циркуляции в европейской части Арктики опресненные и холодные воды линзы через пролив Лонга с вдольбереговым Сибирским течением поступают в Чукотское море и Берингов пролив. У западного побережья Чукотского моря, в районе влияния опресненных вод вдольберегового Сибирского течения, плотностная стратификация наибольшая. Значения частоты плавучести в июле достигают 50 цикл/ч (рис. 6). При слабом развитии Сибирского течения опресненные воды уходят на северо-восток, достигают северных районов Чукотского моря и затем вовлекаются в циркуляцию моря Бофорта, увеличивая количество пресной воды в этом районе [7, 23]. На севере моря по глубоководному Чукотскому желобу на горизонтах 400–450 м распространяются глубинные атлантические воды. Эти воды попадают в Чукотское море через 5 лет после их входа в Арктический бассейн в районе Шпицбергена ⁴.

 

Рис. 6. Среднемноголетнее распределение максимума частоты Вяйсяля – Брента (цикл/ч) в морях Чукотском и Бофорта в июле

Fig. 6. Average long-term distribution of the Väisälä – Brunt frequency maximum (cycle/hour) in the Chukchi and Beaufort seas in July

 

Море Бофорта расположено у северного побережья Аляски и Канады. Его шельф самый узкий из всех шельфов Арктического бассейна, ширина редко превышает 50 км. За пределами шельфа океаническое дно резко понижается, образуя котловину с глубинами более 3000 м. Гидрологические условия моря Бофорта определяются его связью с прилегающими районами Центрального полярного бассейна, материковым стоком (прежде всего р. Маккензи) и притоком вод через Берингов пролив. Акватория моря Бофорта летом заполнена теплыми тихоокеанскими водами. В прикромочных районах и в зоне воздействия стока р. Маккензи тихоокеанские воды погружаются под распресненные воды моря Бофорта ¹. Здесь значения частоты плавучести в июле достигают 80 цикл/ч (рис. 6) при глубине залегания максимума N(z) 5–10 м (рис. 7). В северной части моря Бофорта, на южной периферии Восточного антициклонического круговорота Центрального полярного бассейна, максимальные градиенты плотности невелики (~ 10–15 цикл/ч), они отмечаются на глубинах ~ 50–60 м, что соответствует глубине слоя основного пикноклина. Наименьшие средние значения максимума частоты плавучести и наибольшие средние глубины их залегания отмечаются в холодные месяцы. Минимум N_max(z)_ср в апреле составляет ~ 10 цикл/ч при HN_max(z)_ср ~ 35 м (рис. 3, а, b).

 

Рис. 7. Среднемноголетнее распределение глубины залегания максимума частоты Вяйсяля – Брента (м) в морях Чукотском и Бофорта в июле

Fig. 7. Average long-term distribution of the Väisälä – Brunt frequency maximum depth (m) in the Chukchi and Beaufort seas in July

 

Внутренние волны

Основной источник генерации внутренних волн в океане – приливы. В арктических морях очаги генерации внутренних приливных волн локализованы вблизи континентального склона и масштабных неоднородностей рельефа дна [24]. Свободные внутренние волны приливного периода распространяются во всей толще океана. Однако широта, близкая к 74,5°, является критической для этих ВВ, и севернее этой широты они не могут существовать в виде свободных волн. Считается, что в области высоких широт внутренняя волна приливного периода по мере окончания действия вынуждающей силы разрушается, генерируя пакет короткопериодных (высокочастотных) волн, для которых нет запрета на существование в полярных широтах. В районах арктических морей, расположенных немного южнее 74,5° с. ш., эффект критического поведения внутренних волн также проявляется. В литературе описан ряд экспериментальных наблюдений, которые подтверждают существование внутренних короткопериодных волн в арктических морях [25].

Внутригодовой ход осредненных по площади моря периодов первой моды ВВ приведен на рис. 8. Значения периодов представлены для длины волны 1000 м ($T_{ср}^{\left(1\right)}$), однако качественно график $T_{ср}^{\left(1\right)}\left(k\right)$ будет иметь такой же вид и для других длин волн из рассматриваемого диапазона [8, 9]. Из рис. 3, а и рис. 8 видно, что ВВ с наименьшими периодами (наибольшими частотами) наблюдаются в месяцы максимальных градиентов плотности. Коэффициент корреляции (R) между внутригодовыми циклами N_max(z)_ср и $T_{ср}^{\left(1\right)}$ находится в интервале от –0,83 до –0,95 [8]. Самые короткопериодные ВВ наблюдаются в июле – сентябре, в месяцы максимальной (летней) стратификации вод. Минимальное значение $T_{ср}^{\left(1\right)}$ в Баренцевом море составляет ~ 45 мин, в морях Карском, Лаптевых, Восточно-Сибирском и Чукотском ~ 30 мин, в море Бофорта ~ 20 мин. Максимальные значения осредненного собственного периода

($T_{ср}^{\left(1\right)}\max$) отмечаются зимой и весной, когда пикноклин повсеместно сглажен перемешиванием вод ¹. В Баренцевом море $T_{ср}^{\left(1\right)}\max$ составляет ~ 2 ч 20 мин, в Карском, Лаптевых ~ 1 ч 10 мин, в Восточно-Сибирском и Чукотском ~ 1 ч 30 мин, в море Бофорта ~ 30 мин.

 

Рис. 8. Внутригодовой ход среднего по акватории моря собственного периода первой моды ВВ (мин), λ = 1000 м

Fig. 8. Intra-annual variation of the sea area average own period of the IW first mode (min), λ = 1000 m

 

Для анализа вертикальной структуры ВВ в каждом узле сетки рассчитывались профили амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ, определялись максимум W⁽¹⁾(z) (W_max(z)) и глубина его залегания (HW_max(z)). На рис. 9–14 представлено среднемноголетнее распределение W_max(z) и HW_max(z) в исследуемых морях в июле. Полученные для каждого месяца значения W_max(z) и HW_max(z) осреднялись по акваториям морей (W_max(z)_ср, HW_max(z)_ср) (рис. 15, а, b). Получено, что наибольшие значения W_max(z)_ср (более интенсивная волновая динамика) наблюдаются в месяцы наименьших градиентов плотности: в Баренцевом и Карском морях – в марте, в морях Лаптевых, Восточно-Сибирском и Бофорта – в апреле, в Чукотском – в апреле и декабре. Коэффициент корреляции между внутригодовыми циклами N_max(z)_ср и W_max(z)_ср составляет от –0,73 до –0,95 [8]. Весной и летом тающие льды, впадающие реки приносят большое количество пресной воды, снижая соленость поверхностных слоев морей, увеличивая градиент плотности в районах стока рек и таяния льда. Там же наблюдаются минимальные значения амплитуды вертикальной составляющей скорости. Опресненные воды образуют своего рода «крышку», которая мешает перемешиванию верхних и нижних слоев, препятствует развитию внутренних волн.

 

Рис. 9. Среднемноголетнее распределение максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ (в условных единицах) в морях Баренцевом и Карском в июле, λ = 1000 м

Fig. 9. Average long-term distribution of the maximum amplitude of velocity vertical component of the IW first mode (conventional units) in the Barents and Kara seas in July, λ = 1000 m

 

Рис. 10. Среднемноголетнее распределение глубины залегания максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ (м) в морях Баренцевом и Карском в июле, λ = 1000 м

Fig. 10. Average long-term distribution of depth of the maximum amplitude of velocity vertical component of the IW first mode (m) in the Barents and Kara seas in July, λ = 1000 m

 

Рис. 11. Среднемноголетнее распределение максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ (в условных единицах) в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском в июле, λ = 1000 м

Fig. 11. Average long-term distribution of the maximum amplitude of velocity vertical component of the IW first mode (conventional units) in the Laptev and East Siberian seas in July, λ = 1000 m

 

Рис. 12. Среднемноголетнее распределение глубины залегания максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ (м) в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском в июле, λ = 1000 м

Fig. 12. Average long-term distribution of depth of the maximum amplitude of velocity vertical component of the IW first mode (m) in the Laptev and East Siberian seas in July, λ = 1000 m

 

Рис. 13. Среднемноголетнее распределение максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ (в условных единицах) в морях Чукотском и Бофорта в июле, λ = 1000 м

Fig. 13. Long-term average distribution of the maximum amplitude of velocity vertical component of the IW first mode (conventional units) in the Chukchi and Beaufort seas in July, λ = 1000 m

 

Рис. 14. Среднемноголетнее распределение глубины залегания максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ (м) в морях Чукотском и Бофорта в июле, λ = 1000 м

Fig. 14. Average long-term distribution of depth of the maximum amplitude of velocity vertical component of the IW first mode (m) in the Chukchi and Beaufort seas in July, λ = 1000 m

 

Рис. 15. Внутригодовой ход среднего по акватории моря максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости первой моды ВВ (в условных единицах) (а) и глубины его залегания (м) (b), λ = 1000 м

Fig. 15. Intra-annual variation of the sea area average maximum amplitude of velocity vertical component of the IW first mode (conventional units) (a) and its depth (b), λ = 1000 m

 

В Баренцевом море вертикальные градиенты плотности невелики по сравнению с другими арктическими морями. Слой скачка плотности выражен с июля по октябрь [5]. Значения гидрологических и волновых характеристик, осредненных за эти четыре месяца, составляют: N_max(z)_ср ~ 10 цикл/ч, HN_max(z)_ср ~ 30 м, W_max(z)_ср ~ 14, HW_max(z)_ср ~ 49 м. Вертикальная динамика вод наиболее ярко проявляется зимой и весной (декабрь – март), когда сезонный пикноклин размыт, благодаря конвективному и ветровому перемешиванию вод: N_max(z)_ср достигает ~ 4,2 цикл/ч, HN_max(z)_ср ~ 60 м, W_max(z)_ср ~ 34,7, HW_max(z)_ср ~ 82 м. В Карском море слой скачка плотности сохраняется в течение всего года [5]. В июне начинает формироваться сезонный пикноклин, который с июля по ноябрь четко выражен. Значения характеристик, осредненные за эти 5 месяцев, следующие: N_max(z)_ср ~ 30 цикл/ч, HN_max(z)_ср ~ 16 м, W_max(z)_ср ~ 7,4, HW_max(z)_ср ~ 31 м. Наибольшие средние значения W_max(z) достигаются зимой и весной (декабрь – июнь): W_max(z)_ср ~ 12,5 на горизонте ~ 45 м.

В морях Лаптевых и Восточно-Сибирском благодаря стоку рек Хатанга, Лена, Колыма, Индигирка пикноклин также прослеживается на протяжении всего года [6]. В море Лаптевых с июня по ноябрь N_max(z)_ср составляет ~ 30 цикл/ч, HN_max(z)_ср ~ 16 м, W_max(z)_ср ~ 7,2, HW_max(z)_ср ~ 32 м; в зимние и весенние месяцы (декабрь – май) N_max(z)_ср ~ 23,3 цикл/ч, HN_max(z)_ср ~ 17 м, W_max(z)_ср ~ 10, HW_max(z)_ср ~ 38 м. В Восточно-Сибирском море наибольшее значение N_max(z)_ср определяется в июле и превышает 45 цикл/ч при HN_max(z)_ср ~ 5,5 м. Соответственно, в июле W_max(z)_ср составляет ~ 5,7, HW_max(z)_ср ~ 34 м (рис. 3, 15).

В морях Чукотском и Бофорта с июня по октябрь наблюдаются максимальные градиенты плотности в прибрежных и прикромочных областях [7]. В Чукотском море стратификация наиболее выражена в июле (N_max(z)_ср ~ 22 цикл/ч, HN_max(z)_ср ~ 13 м, W_max(z)_ср ~ 7,5, HW_max(z)_ср ~ 45 м), в море Бофорта – в июне (N_max(z)_ср ~ 42 цикл/ч, HN_max(z)_ср ~ 18 м, W_max(z)_ср ~ 5,6, HW_max(z)_ср ~ 55 м). Волновая динамика наиболее развита в зоне смешения летних тихоокеанских вод, опресненных вод залива Коцебу и шельфовых вод Чукотского моря. В апреле и декабре в Чукотском море определяются наименьшие значения N_max(z)_ср, составляющие ~ 11 цикл/ч при HN_max(z)_ср ~ 35 м, и наибольшие значения W_max(z)_ср ~ 17–19 при HW_max(z)_ср ~ 43–47 м (рис. 3, 15).

Следует отметить, что при рассмотренных условиях (плотностная стратификация, глубина моря, длина волны) глубина залегания максимальных значений амплитуды вертикальной составляющей скорости внутренних волн превышает глубину залегания максимальных значений градиента плотности на ~ 10–20 м. Географически районы с малыми значениями максимума частоты плавучести соответствуют районам с большими значениями максимума амплитуды вертикальной составляющей скорости ВВ. Коэффициент корреляции между N_max(z) и W_max(z) находится в диапазоне от –0,45 до –0,77, R между глубинами N_max(z) и W_max(z) – в диапазоне 0,23–0,78 [8].

Заключение

На основе термохалинных данных World Ocean Atlas за период 1955–2020 гг. с разрешением 0,25°0,25° проведено исследование плотностной стратификации вод и характеристик внутренних волн в морях Баренцевом, Карском, Лаптевых, Восточно-Сибирском, Чукотском и Бофорта. Выполнен анализ связи вертикальной структуры поля плотности и характеристик свободных внутренних волн в указанных морях.

Показано, что максимальная устойчивость вод в Баренцевом море наступает в июле – августе, в Карском море – в сентябре, ноябре, в море Лаптевых – в июне – ноябре, в Восточно-Сибирском и Чукотском море – в июле, в море Бофорта – в июне. В эти месяцы осредненные по акваториям морей значения максимума частоты плавучести составляют: в Баренцевом море ~ 11 цикл/ч, в Карском море ~ 31 цикл/ч, в море Лаптевых ~ 30 цикл/ч, в Восточно-Сибирском море ~ 45 цикл/ч, в Чукотском море ~ 22 цикл/ч, в море Бофорта ~ 42 цикл/ч. Осредненные по акваториям морей глубины залегания максимального градиента плотности следующие: в Баренцевом море ~ 21 м, в Карском море ~ 18 м, в море Лаптевых ~ 16 м, в Восточно-Сибирском море ~ 6 м, в Чукотском море ~ 13, в море Бофорта ~ 17 м.

Получено, что наибольшие значения W_max(z)_ср наблюдаются в месяцы наименьших градиентов плотности: в Баренцевом и Карском морях – в марте, в морях Лаптевых, Восточно-Сибирском и Бофорта – в апреле, в Чукотском – в апреле и декабре. Коэффициент корреляции между внутригодовыми циклами N_max(z)_ср и W_max(z)_ср лежит в интервале –0,73 … –0,95. Внутренние волны с наименьшими периодами (наибольшими частотами) наблюдаются в месяцы максимальных градиентов плотности. Коэффициент корреляции между внутригодовыми циклами N_max(z)_ср и $T_{ср}^{\left(1\right)}$ изменяется в диапазоне –0,83 … –0,95.

При рассмотренных условиях глубина залегания максимальных значений амплитуды вертикальной составляющей скорости внутренних волн превышает глубину залегания максимальных значений градиента плотности примерно на 10–20 м.

 

¹ Никифоров Е. Г., Шпайхер А. О. Закономерности формирования крупномасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледовитого океана. Л. : Гидрометеоиздат, 1980. 270 с.

² Arctic Great Rivers Observatory IV Biogeochemistry and Discharge Data: 2020–2024 : Discharge Dataset / R. M. Holmes [et al.] ; Arctic Data Center. 2021. Version 20220630. doi:10.18739/A2FQ9Q683

³ Миропольский Ю. З. Динамика внутренних гравитационных волн в океане. Л. : Гидрометеоиздат, 1981. 302 с.

⁴ Добровольский А. Д., Залогин Б. С. Моря СССР. М. : МГУ, 1982. 192 с.

Авторлар туралы

А. Bukatov

Marine Hydrophysical Institute, Russian Academy of Sciences

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: newisland@list.ru
ORCID iD: 0000-0002-1165-8428
ResearcherId: P-6733-2017

ведущий научный сотрудник, отдел океанографии, кандидат физико-математических наук

Ресей, Sevastopol

N. Solovei

Marine Hydrophysical Institute, Russian Academy of Sciences

Email: nele7@mail.ru
ORCID iD: 0000-0003-3359-0345

младший научный сотрудник, отдел океанографии

Ресей, Sevastopol

Е. Pavlenko

Marine Hydrophysical Institute, Russian Academy of Sciences

Email: pavlenko.ea@mhi-ras.ru
ORCID iD: 0000-0001-9146-5708

младший научный сотрудник, отдел океанографии

Ресей, Sevastopol

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар