4 апреля 2017 года в 15:00 в СПО ФГБУ «ГОИН» состоится очередное заседание Санкт-Петербургской секции ученого совета ФГБУ «ГОИН»... Далее

Главная / Баренцево море
 

Течения

 

Особенности пространственно-временной изменчивости течений на северо-востоке Баренцева моря по наблюдениям на буйковых станциях

Е.А.Захарчук (СПО ГУ «ГОИН»)

(Из книги «Комплексные исследования процессов, характеристик и ресурсов российских морей Северо-Европейского бассейна». Выпуск 2. Российская академия наук. Министерство образования и науки Российской Федерации. Апатиты. 2007 г)


ВВЕДЕНИЕ

Течения в северо-восточной части Баренцева моря недостаточно изучены. До начала 90-х годов прошлого века здесь не производилось инструментальных измерений течений на буйковых станциях, и все имеющиеся представления о разномасштабной циркуляции вод в этом регионе Баренцева моря были получены на основе динамического метода анализа данных судовых океанографических съемок и разрезов, а также с помощью численных методов гидродинамического моделирования (Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР, Том 1. Баренцево море. 1990; Прошутинский, 1993; Семенов и Чвилев, 1999; Трофимов, 2003; Колесов и др., 2004).

Согласно этим представлениям постоянная циркуляция вод в навигационном слое на северо-востоке Баренцева моря определяется теплым меандрирующим течением со скоростями 2-5 см/с, проходящим вдоль Новой Земли и несущим трансформированные атлантические воды на северо-восток. У северной оконечности Новой Земли этот поток разделяется на две ветви, одна из которых направляется в Карское море, а другая разворачивается на север, а затем на 78°с.ш – на запад-юго-запад. Вдоль южных берегов ЗФИ в Баренцево море из Арктического бассейна поступают холодные воды в виде прибрежного течения Земли Франца Иосифа со скоростями 2-9 см/с. Между этими потоками отмечаются квазистационарные антициклонические и циклонические круговороты (Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР, Том 1. Баренцево море. 1990; Loeng and Satre, 2001).

Представления о межгодовой изменчивости течений в данном регионе Баренцева моря можно получить из работ Семенова и Чвилева (1996), Трофимова (2003) и Колесова и др., (2004). В работе Семенова и Чвилева с помощью гидродинамического моделирования изучалась межгодовая изменчивость течений для летнего сезона (август-сентябрь) теплого 1984 г. и холодного 1987 г. без учета влияния ветра. Ими было показано, что наиболее ярко межгодовая изменчивость выражена в струйных течениях и квазистационарных крупномасштабных вихрях. В теплый год интенсивность течений в них увеличивается по сравнению с холодным годом.

А. Г. Трофимов (2003) исследовал межгодовую изменчивость течений Баренцева моря за период 1987-1989 гг. с учетом ветра. На качественном уровне не отмечалось заметных различий в особенностях циркуляции вод за отдельные годы, однако, как и в работе Семенова и Чвилева, наблюдалось усиление течений в теплый 1989 год.

В работе Колесова и др. (2004) на основе численных экспериментов на совместной динамико-термодинамической модели циркуляции вод и льдов исследуется изменчивость течений Баренцева моря между отдельными десятилетиями за период 1950 по 1990 гг. для зимних и летних условий. Для зимних условий 70-х годов прошлого столетия отмечается заметное усиление теплого течения между Новой Землей и ЗФИ и значительное смещение его стрежня на север.

Некоторые сведения о сезонных течениях на северо-востоке Баренцева моря можно получить на основе результатов анализа среднемесячных значений скорости течений, измеренных на 4 буйковых станциях (Loeng et al, 1993) и полученных с помощью гидродинамического моделирования (Трофимов, 2003). Эти результаты показывают, что на северо-востоке моря скорости среднемесячных течений достигают 2 – 16 см/с, направления и скорости течений незначительно меняются во времени и с глубиной; помимо годовой и полугодовой составляющих (не всегда выраженных), в них еще отмечаются 2, 3 и 4 месячные колебания. Однако, как будет показано ниже, в диапазоне синоптической изменчивости течений наблюдаются интенсивные возмущения с периодами около 40 – 50 суток, которые не подавляются полностью среднемесячным осреднением. За счет этого оценки сезонной изменчивости течений, сделанные по среднемесячным данным, могут быть значительно искажены.

Представления о баротропных суточных и полусуточных приливных течениях в исследуемом здесь регионе Баренцева моря можно почерпнуть из работ Прошутинского (1993) и Ковалика и Прошутинского (Kovalik and Proshutinsky, 1993). В этих работах с помощью численных экспериментов на гидродинамической модели были оценены, в частности, характеристики эллипсов приливных течений для волн М2, К1 и О1. Максимальные скорости течений в волне М2 на северо-востоке моря достигали 5-10 см/с, а для волн К1 и О1 – 10–20 и 1–3 см/с, соответственно.

Совершенно не изученными на северо-востоке моря остаются синоптические, бароклинные мезомасштабные и мелкомасштабные течения.

В начале 90-х годов прошлого века на северо-востоке Баренцева моря норвежскими океанологами был проведен уникальный эксперимент. Между северной оконечностью архипелага Новая Земля и ЗФИ в виде разреза были поставлены четыре автономные буйковые станции (АБС) с измерителями течений, которые в основном проработали около года с дискретностью 20 минут. Такая продолжительность и дискретность измерений позволяет более подробно описать сезонные течения, а также исследовать статистическую структуру плохо изученных для данного региона моря синоптических, мезомасштабных и мелкомасштабных течений. В этом контексте, до настоящего времени, описанные выше инструментальные измерения течений не были востребованы и проанализированы.

В данной статье на основе статистического анализа измерений течений на буйковых станциях мы попытались восполнить некоторые пробелы в наших знаниях о разномасштабной изменчивости течений на северо-востоке Баренцева моря.

 

ДАННЫЕ И МЕТОДЫ

На рис. 1 показано местоположение 4 буйковых станций, которые были поставлены с борта норвежского исследовательского судна «Johan Hjort» 1 октября 1991 года.

1

Рис.1. Местоположение буйковых станций (показаны флажками)

Станции проработали до 8-9 сентября 1992 г. и были подняты на поверхность с борта того же судна. Каждая из 4 буйковых станций была оборудована тремя – четырьмя приборами типа Aanderaa RCM-7, измеряющими течения с интервалом 20 мин (см. таблицу 1). Такая продолжительность и дискретность измерений позволяет исследовать изменчивость течений в диапазоне периодов от 40 мин. до 1 года.

1,1
При описании пространственно-временной изменчивости течений Баренцева моря возьмем за основу классификацию А. С. Монина (1972) и Каменковича и др (1987), и будем подразделять возмущения в поле течений на следующие основные классы, учитывая продолжительность имеющихся в нашем распоряжении измерений течений и их дискретность:

1. Сезонные колебания (пространственные масштабы – от тысяч до десятков тысяч километров, временные – 1 год и кратные ему гармоники) вызываются сезонным ходом атмосферных процессов, которые приводят к сезонным изменениям океанологических характеристик (Топорков, 1970; Баннов-Байков, 1974; Дворкин и др., 1978а; Дворкин и др., 1978б; Дворкин и др., 1979; Дворкин и др., 1985; Дворкин и др., 1989; Прошутинский, 1993; Воробьев и др., 2000). Определённый вклад в колебания сезонных масштабов вносят также годовые (Sa) и полугодовые (Ssa) гравитационные (Воробьев, 1976; Войнов, 1999; Войнов, 2002) и градиентно-вихревые (Фукс, 1977; Белоненко и др., 2004) приливные волны.

2. Синоптические возмущения (пространственные масштабы – от десятков до первых тысяч километров, временные – от суток до месяцев) вызываются главным образом анемобарическими силами, которые возбуждают ветровые течения и связанные с ними сгонно-нагонные колебания уровня моря, а также различные виды вынужденных и свободных низкочастотных волновых движений, типа волн Кельвина, топографических волн Россби и фронтально-сдвиговых волн (Ле Блон и Майсек, 1981; Педлоски, 1984; Ефимов и др., 1985; Белоненко и др., 2004). Определенный вклад в формирование синоптических возмущений течений в арктических морях также оказывают долгопериодные приливные волны ММ, MF, MSF (Воробьев, 1966; Войнов, 1999; Войнов и Захарчук, 1999).

3. Мезомасштабные колебания (пространственные масштабы от километров до тысяч километров, временные – от часов до суток) вызываются в основном приливообразующими силами Луны и Солнца и анемобарическими силами и связаны с такими процессами, как суточные и полусуточные баротропные приливные волны; инерционные колебания; внутренние приливные волны; штормовые нагоны, являющиеся следствием суммарного действия ветрового течения и длинной гравитационной волны анемобарического происхождения (Лабзовский, 1971); смешанные гравитационные – градиентно-вихревые волны (волны Янаи) (Ефимов и др., 1985).

4. Мелкомасштабные колебания (пространственные масштабы от метров до сотен метров, временные – от минут до часов) связаны с мелкомасштабной турбулентностью; вертикальной микроструктурой; высокочастотными внутренними волнам c частотами f < s £ N (f = 2W sinj - параметр Кориолиса, W - угловая скорость вращения Земли,
- частота Вяйсяля-Брента, r>0 – плотность морской воды, g-ускорение силы тяжести).

Изменения течений в выделенных пространственно-временных диапазонах представляют собой выраженный случайный процесс, поэтому для их описания мы будем использовать методы вероятностного анализа и математической статистики.

Хотя приливы – детерминированный процесс, суммарные приливы формируются под действием различных астрофизических факторов, связанных с суточными и полусуточными составляющими приливообразующих сил Луны и Солнца, которые обычно представляются в виде суммы от 4 до 360 гармонических волн, амплитуды и фазы которых изменяются во времени. К тому же приливы - выраженный амплитудно- и фазово-модулированный процесс (фазовое, тропическое, параллактическое неравенства, сезонный ход гармонических постоянных основных волн прилива). Именно поэтому достаточно давно (с конца 50-х годов прошлого века) наряду с классическим гармоническим анализом приливов сформировался подход к анализу приливов, как к случайному процессу. Например, Картрайт и Тейлер применяли спектральное оценивание для разложения приливного потенциала (Cartwright and Tayler, 1971). В частности, в работе Рожкова и Трапезникова (1990) убедительно показано, что баротропные приливы можно рассматривать, как полипериодически коррелированный случайный процесс. Поэтому для их исследования мы можем применить методы вероятностного анализа случайных процессов.

Представляется полезным оценить вначале количественный вклад возмущений разных временных масштабов в суммарную дисперсию течений. Такие сравнительные оценки, на наш взгляд, могут приблизить к пониманию того, какие физические процессы определяют динамику вод на северо-востоке Баренцева моря.

Для оценки сравнительного количественного вклада возмущений разных временных масштабов в суммарную изменчивость течений проводился нестационарный дисперсионный анализ временных рядов течений на буйковых станциях, и оценивались максимальные скорости разномасштабных возмущений.

Так как течение – векторный процесс, согласно (Белышев и др., 1983), рассчитывался линейный инвариант тензора дисперсии

I1(0) = Du + Dv , (1)

где Du, Dv – дисперсии составляющих скорости течения на параллель и меридиан, соответственно.

Суммарная дисперсия течений I1(0)(t), представлялась в виде суммы 5 составляющих:

I1(0) (t) = I1(0)сз + I1(0)сн(t) + I1(0)дп(t) +I1(0)кп (t) + I1(0)мз(t) (2)

<где I1(0)сз - дисперсия сезонных колебаний;

I1(0)сн(t) – дисперсия синоптических колебаний течений, 2 сут. < P < 120 сут.;

I1(0)дп(t) – дисперсия долгопериодных приливных течений (волны ММ, MF, MSF);

I1(0)кп(t) – дисперсия баротропных короткопериодных приливных течений (63 волны приливного потенциала из класса полусуточных и суточных приливов);

I1(0)мз(t) – дисперсия мезомасштабных течений после исключения баротропного прилива, 2 час. < P < 2 сут;

I1(0)мк(t) – дисперсия мелкомасштабных течений, 20 мин < P < 2 час (так как наименьший интервал измерений течений был 20 мин).

Под сезонными колебаниями океанологических характеристик принято понимать их изменения с периодами в 1 год и кратных году гармоник (Лаппо и др., 1990). В ряде работ сезонная изменчивость динамики вод Баренцева моря исследовалась с помощью гармонического анализа. При этом сезонные колебания описывались суммой двух волн – годовой и полугодовой (Топорков, 1970; Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР, 1990). Однако на графиках временного хода многолетних средних месячных значений уровня в отдельных береговых пунктах моря и среднемесячных значений скорости течений по данным годовых измерений на буйковых станциях хорошо выделяются также четырехмесячные колебания (Гидрометеорологические условия шельфовой зоны морей СССР, 1985; Loeng et al, 1993), которые могут быть связаны с обертонами годового хода за счет его нелинейности. Исходя из этого, сезонный ход течений описывался нами в виде суммы трех гармоник – годовой, полугодовой и треть годовой, рассчитанных на основе гармонического анализа, выполненного по методу наименьших квадратов по программе разработанной Г. Н. Войновым (1994, 1999). Так как длина наших рядов около года, дисперсия сезонных течений I1(0)сз рассчитывалась в стационарном приближении

I1(0)сз
, (3)

где А1u, А1/2u, А1/3u, А1v, А1/2v, А1/3v – амплитуды зональной и меридиональной составляющих годовой, полугодовой и треть годовой гармоник, соответственно. По полученным рядам сезонных течений оценивались максимальные значения их скоростей.

Дисперсии синоптических и мезомасштабных возмущений течений рассчитывались в нестационарном приближении следующим образом. Из исходных рядов измеренных течений с помощью предвычисления, производившегося на основе метода наименьших квадратов гармонического анализа приливов, исключались вклады сезонных колебаний, долгопериодных и суточных и полусуточных приливов. Таким образом, были получены остаточные ряды проекций скоростей течений на параллель и меридиан с дискретностью 20 минут.

Для оценки дисперсии синоптических колебаний в полученных остаточных рядах течений, с помощью полиномиального фильтра Баттерворта, восьмой степени по проекциям отфильтровывались все колебания с периодами менее 2 суток.

Для оценки дисперсии мезомасштабных колебаний скорости течений в остаточных рядах также с помощью полиномиального фильтра Баттерворта были отфильтрованы все колебания с периодами более двух суток и колебания с периодами менее 2 часов.

И, наконец, для оценки дисперсии мелкомасштабных колебаний в остаточных рядах отфильтровывались все колебания с периодами более 2 часов.

По фильтрованным остаточным рядам производились скользящие оценки I1(0)снt, I1(0)мзt и I1(0)мкt, а также оценивались максимальные значения течений.

Следует заметить, что для корректного сравнения оценок дисперсии синоптических, мезомасштабных и мелкомасштабных колебаний и учета их нестационарности требуется выбрать оптимальную длину временных отрезков для скользящего дисперсионного анализа. Мы исходили из следующих соображений.

Во временном ходе среднесуточных векторов скорости течений Баренцева моря, измеренных на буйковых станциях, отчетливо выделяются квазипериодические синоптические возмущения с периодами приблизительно 10 - 30 суток (Захарчук, 2004).

Можно ожидать, что в Баренцевом море в диапазоне мезомасштабной изменчивости течений наибольший вклад в дисперсию вносят инерционные течения, полусуточные и суточные баротропные и бароклинные приливы.

Визуальный анализ рядов зональной и меридиональной составляющих скорости течений, измеренных на станциях с дискретностью 20 мин показал, что в диапазоне мелкомасштабной изменчивости выделяются колебания с цикличностями приблизительно 40 – 120 мин.

Исходя из этого для скользящего дисперсионного анализа мы выбирали такую длину временных отрезков, чтобы доминирующие синоптические, мезомасштабные и мелкомасштабные колебания укладывались в этих отрезках примерно 2 – 4 раза.

Таким образом, для синоптических колебаний длина отрезков принималась равной 2 месяцам и рассчитывалась скользящая дисперсия с перекрытием в одни сутки, для мезомасштабных колебаний длина отрезков принималась равной 2 суткам и рассчитывалась скользящая неперекрывающаяся дисперсия, а для мелкомасштабных колебаний длина временных отрезков составила 12 часов и для них также рассчитывалась скользящая неперекрывающаяся дисперсия

Дисперсия короткопериодных и долгопериодных баротропных приливных течений рассчитывалась следующим образом. Вначале по методу наименьших квадратов гармонического анализа приливов для каждого горизонта оценивались гармонические постоянные короткопериодных приливных (63 волны приливного потенциала из класса полусуточных и суточных приливов) и долгопериодных приливных (волны ММ, MF,MSF) течений. Затем производилось осреднение по вертикали гармонических постоянных для зональной и меридиональной составляющих скорости течений. Здесь следует заметить, что самые нижние измерители течений на буйковых станциях были расположены на расстоянии 10-11 м от дна (см. табл. 1), то есть, находились в слое придонного трения, где должна происходить значительная диссипация приливной энергии. Поэтому при вертикальном осреднении гармонических постоянных придонные горизонты в расчет не принимались. По средним гармоническим постоянным для каждой составляющей предвычислялись короткопериодные и долгопериодные баротропные приливные течения. В предвычисление включались только те волны, амплитуда которых превосходила среднеквадратическую ошибку расчета их амплитуды, оцениваемой по методике, изложенной в работе (Pugh, 1987). По полученным предвычисленным рядам оценивалась скользящая дисперсия I1(0)кп(t) (с шагом 2 суток для короткопериодных приливных течений) и I1(0)дп(t) (с шагом 2 месяца и перекрытием в 1 сутки). Также по предвычисленным рядам оценивались максимальные значения скоростей суммарных короткопериодных и суммарных долгопериодных приливных течений.

Спектральный анализ остаточных рядов синоптических колебаний течений был проведен в стационарном приближении. Вычислялись 2 инварианта спектральной тензор-функции I1(w) и D(w). Линейный инвариант I1(w) тензора спектральной плотности равен следу матрицы спектральной тензор-функции и в соответствии с (Белышев и др., 1983; Методическое письмо…, 1984) характеризует распределение по частотам модуля интенсивности колебаний коллинеарных составляющих скоростей течения в любых направлениях.Доверительные интервалы оценок спектральной плотности для I1(w) рассчитывались в виде суммы доверительных интервалов спектров составляющих скорости течений на оси Х и Y, которые оценивались по методике изложенной в работе (Дженкинс и Ваттс, 1971). Инвариант D(w) тензора спектральной плотности, который определяется как разность недиагональных компонентов его матрицы, характеризует распределение по частотам интенсивности колебаний ортогональных составляющих скоростей течения в любых направлениях, является индикатором вращения скорости на заданной частоте, а его знак определяет преимущественное направление вращения ("+" по часовой стрелке, "-" против часовой стрелки).

Для исследования вертикальных и горизонтальных связей в колебаниях течений синоптического масштаба между различными горизонтами одной буйковой станции и между близкими по глубине горизонтами двух буйковых станций, согласно (Белышев и др., 1983), рассчитывались в стационарном приближении два инварианта нормированной взаимной корреляционной тензор-функции: линейный инвариант I1VU(t) и индикатор вращения DVU(t).

Линейный инвариант I1VU(t) равен следу матрицы взаимной корреляционной тензор- функции KVU(t) (1) и характеризует общность интенсивностей коллинеарных изменений векторных процессов и

KVU(t=(4)

где KVU(t) - взаимно-корреляционная функция двух векторных процессов

t- сдвиг по времени; u1- составляющая векторного процесса на параллель; u2 ‑ составляющая векторного процесса на меридиан; u1 - составляющая векторного процесса на параллель; u2 - составляющая векторного процесса на меридиан.

Индикатор вращения DVU( t) равен разности недиагональных компонентов матрицы корреляционной тезор-функции KVU(t)и характеризует общность ортогональных изменений в процессах, причем, если DVU(t)>0, то процесс развернут в среднем относительно процесса на заданном промежутке времени по часовой стрелке, еслиDVU(t) < 0, то против часовой стрелки.

Чтобы понять возмущения каких временных масштабов вносят наибольший вклад в связь течений по вертикали, был сделан взаимно-спектральный анализ. Согласно методике, изложенной в работе (Белышев и др., 1983), рассчитывались 4 инварианта тензора взаимной спектральной плотности |I1VU(w)|, y(w), |DVU(w)|, f(w) и 2 инварианта тензора когерентности F2кол(w), F2орт(w). Инвариант |I1VU(w)|, характеризует модуль общности интенсивностей коллинеарных изменений скоростей течений в 2-х точках океана в частотной области, а инвариант y(w) -величину фазового запаздывания соответствующих гармоник временных рядов и относительно друг друга. Инвариант |DVU(t)| характеризует модуль общности интенсивностей ортогональных изменений скоростей течений в 2-х точках океана в частотной области, а инвариант f(w) - величину фазового запаздывания соответствующих гармоник временных рядов и относительно друг друга.

Инварианты F2кол (w), F2орт(w) тензора когерентности позволяют охарактеризовать меру общности коллинеарных и ортогональных изменений во времени двух векторных процессов путем сопоставления модулей их собственных и взаимных колебаний в заданной частотной области.

Изменчивость течений по наблюдениям на буйковых станциях представляет собой многофакторный, разномасштабный и полициклический процесс, поэтому оценки спектральной структуры колебаний течений следует производить в нестационарном приближении. Длина рядов и их дискретность позволяют нам произвести такие оценки в диапазоне мезомасштабной и мелкомасштабной изменчивости течений. Для этого удобно рассматривать спектральную плотность колебаний течений в виде частотно-временного спектра (Рожков, 1979). Согласно этому, рассчитывался линейный инвариант нестационарной спектральной тензор-функции

I1(w, t) = Su(w, t) + Sv(w, t) ,где – (5)

частотно-временные спектры составляющих скорости течения на параллель и меридиан, соответственно; - нестационарные автокорреляционные функции составляющих скорости течений на параллель и меридиан, соответственно, t – время, t- временной сдвиг,- tmax-максимальный временной сдвиг автокорреляционной функции, w - частота.

ОПИСАНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Обратимся теперь к результатам статистического анализа течений. На рис. 2 приведены изменения во времени оценок линейного инварианта тензора дисперсии сезонных, синоптических, мезомасштабных и мелкомасштабных течений, а в табл. 2 даны оценки модуля скорости и направления квазипостоянных (средних) течений, максимальных суммарных течений и течений разных временных масштабов.
2a 2a2c

Рис.2а Рис. 2в

2b2d

 

Рис. 2б Рис.2г

Рис. 2а. Изменение во времени линейного инварианта тензора дисперсии колебаний течений разных временных масштабов на трех горизонтах буйковой станции МО1 (а – 60 м, б – 100 м, в – 144 м): сезонных (1, прямая серая линия), синоптических (2), долгопериодных приливов (тонкая пунктирная линия), короткопериодных приливов (3), неприливных мезомасштабных течений (4), мелкомасштабных течений (сплошная тонкая черная линия)
Рис. 2б. То же, что на рис. 2а, только для 4 горизонтов станции МО2 (а – 60 м, б – 100 м, в – 240 м, г – 333 м).
Рис. 2в. То же, что на рис. 2а, только для 4 горизонтов станции МО3 (а – 60 м, б – 170 м, в – 270 м, г – 343 м).
Рис. 2г. То же, что на рис. 2а, только для 3 горизонтов станции МО4 (а – 60 м, б – 105 м, в – 230 м)

Суммарные течения.Как видно из табл. 2, максимальные скорости суммарных течений достигают 40 – 44 см/с на ст. МО1 и постепенно уменьшаются при движении к ЗФИ до 18 –23 см/с. Заметно, также слабое снижение максимальных скоростей суммарных течений с глубиной.

Квазипостоянные течения. Направления квазипостоянных течений на всех горизонтах буйковых станций разреза имеют в основном северо-северо-восточные – восточные румбы (см. таблицу 2). Исключение составляет слой 60 – 170 м на станции МО3, где сравнительно слабый средний поток направлен на юго-запад. Максимальные скорости средних течений отмечаются на станции МО2, где они достигают значений 5 – 9 см/с. При движении от этой станции на юг скорости средних течений снижаются до 4 – 5 см/с, а при движении на север уменьшение скоростей средних течений более значительное, – до 1 – 3 см/с. За исключением станции МО1, отмечается интересная особенность квазипостоянных течений в данном регионе Баренцева моря – их скорости увеличиваются с глубиной в 2 раза, причем на станциях МО3 и МО4 максимальные скорости средних течений отмечаются в придонном слое. Результаты представленные в таблице 2 показывают также, что, в основном, скорости средних течений меньше скоростей течений в возмущениях разных временных масштабов. Следует заметить

2,1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

также, что рассчитанные по наблюдениям на буйковых станциях направления и скорости средних течений неплохо согласуются со схемами постоянной циркуляции в данном районе Баренцева моря, полученными с помощью динамического метода и диагностического моделирования (Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР, 1990)

Сезонные течения. Оценки дисперсии сезонных течений на северо-востоке Баренцева моря в основном очень низкие (см. рис. 2) по сравнению с течениями других временных масштабов и изменяются от 1 до 10 см2/с2. Заметна тенденция к уменьшению дисперсии сезонных течений при движении от северной оконечности Новой Земли к арх. Земля Франца Иосифа. Отмечается, также, увеличение дисперсии сезонных течений в придонном слое, по сравнению с вышележащими горизонтами.На рис. 3 представлены графики временного хода векторов скорости рассчитанных сезонных течений

3

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рис.3. Временной ход векторов скорости сезонных течений, рассчитанных с помощью гармонического анализа временных рядов измерений течений на буйковых станциях

Отмечаются очень значительные отличия сезонной изменчивости на разных станциях. Так, на станциях МО1 и МО2, в основном, преобладает годовая составляющая сезонного хода: в осенне-зимний период течения направлены на север-северо-восток, а в марте они меняют свое направление на обратное и весной и летом сезонные течения направлены на юго-юго-запад. На станции МО3 структура сезонного хода течений сложнее. Практически на всех горизонтах этой станции отмечается приблизительно одинаковый вклад всех трех составляющих в сезонную изменчивость течений, в результате чего сезонные течения несколько раз в году меняют свое направление с северных румбов на южные.

Максимальные скорости сезонных течений (см. табл. 2) в зависимости от станции и горизонта измерений достигают значений 2 – 7 см/с. На станциях МО2 максимальные скорости сезонных течений отмечались на горизонте 60 м, на станции МО3 - на 170 м, а на станции МО4 – в придонном слое.

На основе гармонического анализа, производившегося по методу наименьших квадратов, были рассчитаны характеристики эллипсов для трех волн сезонных колебаний течений: годовой, полугодовой и третьгодовой. Результаты представлены в таблице 3. Видно, что в подавляющем большинстве случаев наибольший вклад в изменчивость сезонных течений оказывает годовая волна, максимальные скорости течений, в которой варьируют от 0.61 до 5.14 см/с. Исключение составляют 2 горизонта станции МО3, где на глубине 60 по амплитуде незначительно преобладает полугодовая волна, а на горизонте 270 м – третьгодовая. С глубиной амплитуды всех трех волн существенно изменяются, приблизительно в полтора – четыре раза, что связано, по-видимому, с существенным вкладом бароклинной составляющей. Тот факт, что в отдельных случаях на горизонтах по интенсивности преобладает не годовая, а полугодовая, или третьгодовая волны, может свидетельствовать о значительных различиях в их вертикальной модовой структуре.

Вертикальная структура годовой волны имеет, или один минимум на горизонте 60 м и максимум в придонном слое (станции МО1 и МО4), или по два промежуточных минимума и максимума (станции МО2 и МО3). Если рассматривать каждую станцию в отдельности, фазы

3,1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

годовой волны на глубинных горизонтах меняются не значительно и лежат в одном секторе. В этих слоях отмечается отчетливое увеличение фазы годовой волны при движении от станции МО1 к станции МО4, свидетельствующее о ее распространении с северной составляющей. В придонных слоях происходит резкое увеличение фазы волны приблизительно на 100 - 170°, говорящее о существенном запаздывании ее движения относительно вышележащих горизонтов. Максимальное течение в волне чаще всего имеет направление северо-восток – юго-запад, реже запад-восток и север-юг. За исключением одного случая, течения имеют выраженный реверсивный характер (е < 0.5) и движение вектора скорости течения в большинстве случаев осуществляется против часовой стрелки

По сравнению с годовой волной, максимальные скорости течений в полугодовой волне заметно меньше и меняются от 0.31 до 3.30 см/с Полугодовая волна имеет похожую с годовой волной вертикальную модовую структуру с одним или двумя максимумами и минимумами. На станциях МО3 и МО4 фазы волны на всех горизонтах близки по значению. На других станциях они близки только на глубинных горизонтах, а на придонных горизонтах значения фаз резко уменьшаются на 70 - 100° по сравнению с вышележащими горизонтами. Максимальное течение в полугодовой волне направлено на северо-восток – юго-запад и запад-восток, а на глубинных горизонтах станции МО3 на север-юг. Течения имеют выраженный реверсивный характер (е < 0.5) и движение вектора скорости течения в большинстве случаев осуществляется по часовой стрелке.

Максимальные скорости течений в третьгодовой волне в основном еще меньше и варьируют от 0.36 до 1.63 см/с. Только на станции МО2 с глубиной для этой волны отмечается существенное (в 4 раза) уменьшение скорости максимального течения. На других станциях эти изменения незначительны. Однако фазы и направления максимального течения в ряде случаев очень значительно изменяются с глубиной. В 8 случаях из 14 вращение вектора скорости течения в третьгодовой волне осуществляется по часовой стрелке, а в остальных – против часовой стрелки. В подавляющем большинстве случаев тип течения в волне близок к реверсивному.

Синоптические неприливные течения. На рис. 4 показан временной ход синоптических течений на станции МО2.

4

Рис. 4. Временной ход синоптических течений на разных горизонтах станции МО2

Отчетливо выделяются квазипериодические возмущения с временными масштабами приблизительно 10 – 40 суток. Дисперсия синоптических течений очень значительно изменяется в пространстве и во времени, достигая оценок 19 – 75 см2/с2 (см. рис. 2). Заметны очень большие различия в особенностях внутригодового хода дисперсии синоптических течений, как на различных станциях, так и с глубиной. Так, на станции MO1, располагавшейся ближе всего к северной оконечности арх. Новая Земля, временной ход дисперсии синоптических течений имеет приблизительно одинаковый вид на всех горизонтах: максимумом (35 – 48 см2/с2) с ноября по январь, постепенным снижением интенсивности синоптических колебаний к середине апреля до 8 – 10 см2/с2 и минимумом интенсивности (4 - 15 см2/с2) во второй половине весны и летом.

На станции MO2, располагавшейся севернее станции MO1 на 54 километра, заметно общее увеличение дисперсии синоптических течений почти в 2 раза. Здесь, на верхнем горизонте 60 м максимальная дисперсия этих течений наблюдается в ноябре-декабре, а минимальная – в апреле. Глубже, на горизонте 100 м, нет выраженных ее экстремумов: оценки дисперсии незначительно колеблются во времени около значения 45 см2/с2. На горизонте 240 м более выражен сезонный ход дисперсии синоптических течений с продолжительным максимумом с декабря по март и минимумом в июне – июле. В придонном слое основной максимум дисперсии смещается на март месяц, а минимальные ее значения отмечаются также в июне-июле.

Еще севернее, на станции MO3, оценки дисперсии на всех горизонтах в целом опять уменьшаются приблизительно в 1.5 – 3 раза. Здесь, на горизонте 60 м выделяются несколько слабо выраженных экстремумов в оценках дисперсии: два максимума в феврале-марте и июне, и два ее минимума в декабре-январе и апреле-мае. На горизонте 170 м выражены 2 экстремума – минимум в январе-феврале и максимум в июне-июле. На горизонте 270 м нет выраженных экстремумов дисперсии: оценки дисперсии незначительно колеблются во времени около значения 15 см2/с2. В придонном слое дисперсия синоптических течений достигает наибольших значений (42 см2/с2 ) по сравнению с другими горизонтами станции MO3, и, здесь отмечаются ее самые значительные и резкие изменения. Выделяются 3 максимума (в ноябре, марте, и, самый значительный – в середине апреля) и 3 минимума (в январе, начале апреля и июне).

На самой северной станции MO4 значения дисперсии колебаний течений синоптического масштаба, в основном, невысокие. В глубинном слое на горизонтах 60 и 105 м она имеет приблизительно одинаковыйвременной ход с двумя максимумами в ноябре и феврале-марте, а также двумя минимумами, один в декабре-январе, а другой, более продолжительный с мая по июль. В придонном слое максимальные значения дисперсии синоптических течений отмечаются в ноябре, затем дисперсия медленно уменьшается до мая и с того месяца вплоть до начала августа имеет минимальные оценки.Максимальные скорости течений синоптического масштаба (см. табл. 2) отмечались на станции МО1, где они достигали значений 16 – 22 см/с. При движении от этой станции к ЗФИ максимальные скорости синоптических течений снижаются до значений 12 – 13 см/с (станция МО4)
Спектральный анализ остаточных среднесуточных рядов течений, выполненный в стационарном приближении, показал (рис. 5), что максимальная энергия синоптических колебаний наблюдается в диапазоне периодов от 17 до 75 суток.

5

Рис. 5. Линейные инварианты I1(w) (сплошная линия) и индикаторы вращения D(w)(пунктирная линия) спектральной тензор-функции синоптических колебаний течений.

В этом диапазоне отмечаются значимые узкополосные пики спектральной плотности на периодах 17 - 19, 38, 41 – 46 и 75 суток. Кроме описанного диапазона выделяется еще один, менее значимый по энергетике диапазон периодов 5 – 7 суток, где также отмечаются значимые пики спектральной плотности. Результаты спектрального анализа показывают также, что в более низкочастотной области спектра (Р>10 сут.) синоптической изменчивости течений наблюдается значительное преобладание их коллинеарных изменений над ортогональными (I1(w) > D(w)), в то время, как в более высокочастотной области синоптического диапазона в ряде случаев интенсивности коллинеарных и вращательных изменений скорости близки по оценкам.

4,1

Наличие во многих случаях узкополосных, значимых пиков спектральной плотности может свидетельствовать о волновой природе синоптических возмущений течений. Этой гипотезе не противоречат результаты анализа двухмерных плотностей распределения вероятностей векторов скорости синоптических течений, представленных на рис. 6.

6

Рис. 6. Двухмерные плотности распределения вероятностей (%) векторов скорости синоптических течений на разных горизонтах буйковых станций, работавших в северо-восточной части Баренцева моря. Изолинии проведены через 0.5%

Из рисунка хорошо видно, что в ряде случаев отмечается двухмодовая структура в распределении вероятностей, причем разность между модами по направлению при этом близка к 180°, что свойственно волновому процессу.
Взаимный корреляционный анализ между синоптическими колебаниями течений на различных горизонтах показал (табл. 4), что за исключением станции МО3 в вертикальномнаправлении отмечаются высокие значения прямой корреляции от 0.66 до 0.93 между коллинеарными возмущениями скорости течений во всех слоях при нулевых временных сдвигах. На станции МО3 высокие значения корреляции (0.75) между коллинеарнымивозмущениями скорости синоптических течений отмечаются только в слое 270 – 343 м. Между вращательными компонентами скорости синоптических течений высокая корреляция (0.61 – 0.77) также при нулевых сдвигах отмечается во всех слоях только на станции МО1 и в отдельных слоях на станции МО3. Полученные результаты показывают, что на станции МО3 значительный вклад в синоптическую изменчивость течений оказывает бароклинная составляющая, а на других станциях – баротропная.Если по вертикали отмечается в основном высокая корреляция между синоптическими возмущениями течений, то в горизонтальном направлении ее оценки во всех случаях очень низкие и не превышают значений 0.30 – 0.40, как для коллинеарных, так и ортогональных изменений скорости. В предположении, что высокая взаимосвязь в горизонтальном направлении между синоптическими возмущениями течений может проявляться в узких частотных диапазонах, был проведен взаимный спектральный анализ. Результаты этого анализа показали, что в большинстве случаев максимумы взаимной спектральной плотности были сосредоточены на периодах около 35, 13 и 5 суток. В таблице 5 для этих периодичностей даныоценки когерентности и разности фаз, как для коллинеарных (в числителе), так и для ортогональных (в знаменателе) изменений скорости течений. Из таблицы 5 видно, что для коллинеарных изменений скорости синоптических возмущений течений во многих случаях отмечаются высокие значения когерентности (|I1VU(w)| > 0.6), чаще всего при отрицательных значениях разности фаз. Этот результат свидетельствует о том, что синоптические возмущения течений движутся в большинстве случаев от станцииМО1 к станции МО4 в виде

5,1А

5,1Б

5,1С

прогрессивных волн. Для ортогональных изменений скорости течений высокие значения когерентности отмечались значительно реже.

По оценкам разности фаз, для случаев с высокими значениями когерентности были рассчитаны фазовые скорости и длины низкочастотных волн. Результаты расчетов представлены на рис 7.

7

Рис. 7. Характеристики низкочастотных волн, полученные на основе результатов взаимного-спектрального анализа синоптических колебаний течений. С – фазовая скорость волны.

Видно, что низкочастотные волновые возмущения течений с периодами 5 – 35 суток распространяются с фазовыми скоростями от 7.5 до 250 см/с и имеют длины 245 – 1300 км. Эти результаты очень хорошо согласуются с эмпирическими оценками характеристик низкочастотных волн, сделанными нами ранее по данным наблюдений за течениями на полигонах буйковых станций в западной части Баренцева моря (Захарчук, 2004).

Полученные оценки фазовых скоростей слишком малы для баротропных волн Кельвина и, по-видимому, могут быть связаны с бароклинными волнами Кельвина и различными видами градиентно-вихревых волн, типа топографических волн Россби и фронтально-сдвиговых (Ле Блон и Майсек, 1981; Педлоски, 1984; Ефимов и др., 1985; Carmack and; Kulikov,1998; Фукс, 1999; Захарчук и Петушков, 2003; Белоненко и др., 2004).

Баротропные долгопериодные приливные течения. Интенсивность долгопериодных приливных течений невысокая. Оценки дисперсии этих течений на северо-востоке Баренцева моря варьируют от 1 до 4 см2/с2 (см. рис 2). Изменения I1>(0)дп(t) везде имеют ярко выраженный полугодовой ход, что связано, по-видимому, с модуляцией волн долгопериодного прилива.

Наибольшие оценки максимальных скоростей суммарных долгопериодных приливных течений (Табл. 2) отмечаются на станциях МО1 и МО2, где они достигают значений 1.6 – 2.7 см/с. При движении к северу от этих станций максимальные скорости долгопериодных приливных течений сначала уменьшаются до значений 0.6 – 1.6 см/с (ст. МО3), а, затем, опять незначительно возрастают до 1.6 – 1.8 см/с (ст. МО4).

Из таблицы 6 видно, что вклады различных волн долгопериодного прилива в формирование суммарного течения, в зависимости от станции, существенно различаются. На станции МО1 наибольший и приблизительно одинаковый вклад оказывают лунная полумесячная волна MF и лунная месячная волна ММ, на станциях МО2 и МО4 – лунно-солнечная полумесячная волна MSF, а на станции МО3 – лунная месячная волна ММ.

Максимальная скорость течения в волне ММ достигает наибольших значений на станции МО1 (1.13 см/с) и при движении на север сначала уменьшается до 0.28 см/с на станции МО3, а затем опять возрастает до 0.70 см/с. При этом фаза волны ММ возрастает при движении с севера на юг, направление максимального течения меняется приблизительно с северных румбов на восточные, а тип течения близок к реверсивному. На станциях МО1 и МО2 вращение

6,1

 

 

 

 

 

 

  

 

 

вектора скорости в волне ММ осуществляется по часовой стрелке, а на других станциях – против часовой стрелки.

Скорости течения в волне MF достигают максимальных значений 1.20 см/с на станции МО1 и при движении на север также сначала уменьшаются до 0.20 см/с на станции МО3, а затем опять незначительно возрастают до 0.36 см/с. При этом фаза волны МF при движении с юга на север вначале уменьшается, а затем возрастает. Максимальное течение направленно приблизительно на север и юг, тип течения имеет выраженный реверсивный характер. В большинстве случаев вращение вектора скорости в волне МF осуществляется по часовой стрелке и только на станции МО2 – против часовой стрелки.

Максимальное приливное течение волны МSF при движении с юга на север вначале возрастает, достигая наибольшего значения на станции МО2 (1.21 см/с), затем уменьшается до 0.19 см/с на станции МО3 и опять возрастает до 0.83 см/с. При этом фаза волны при движении с севера на юг то уменьшается, то возрастает. Максимальное течение направлено приблизительно на северо-восток – юго-запад и восток-запад, а тип течения в большинстве случаев близок к реверсивному и только на станции МО4 – к круговому (е>0.5). На станциях МО1 и МО2 вращение вектора скорости в волне МSF осуществляется по часовой стрелке, а на других станциях – против часовой стрелки.

Баротропные короткопериодные приливные течения. В изменениях во времени суммарной дисперсии короткопериодных приливных течений I1(0)кп(t) выражены две составляющие – полумесячная, связанная с полумесячным приливным неравенством, и полугодовая, которая связана, по-видимому, с сезонной модуляцией основных волн полусуточного прилива (Войнов, 1999). Оценки I1(0)кп(t) достигают максимальных значений 42 см2/с2 на самой северной станции разреза МО4. При движении к Новой Земле оценки I1(0)кп(t) сначала уменьшаются до значений 9 – 8 см2/с2 (станции МО3 и МО2), а затем опять увеличиваются до значений 23 см2/с2 (станция МО1).

Наибольшие оценки максимальных скоростей суммарных короткопериодных приливных течений (Табл. 2) отмечаются на самой северной станции разреза МО4, где они достигают значений 8.9 см/с. При движении к югу от этой станций максимальные скорости суммарных короткопериодных приливных течений сначала уменьшаются до значений 3.2 – 4.4 см/с (станции МО2 и МО3), а, затем, опять возрастают до 5.5 – 7.4 см/с на самой южной станции разреза МО4.

В таблице 7 приведены оценки элементов эллипса приливного течения для четырех волн полусуточного и суточного прилива. Видно, что в большинстве случаев наибольший вклад в

7,1

суммарные короткопериодные приливные течения вносит полусуточная волна M2, однако на станции МО1 скорость максимального приливного течения в суточной волне K1превышает ее оценку для волны М2. Столь аномальный характер суточного приливного течения отмечался ранее по результатам анализа измеренных на буйковых станциях течений в районе плато Ермака Hunkins,1986), в Гренландском море Lam,1999), а также в проливе Югорский Шар (Войнов 1999) и объяснялся, в частности, локальным резонансом на частоте гармоники К1, вызванным влиянием шельфовых волн

Максимальные скорости приливного течения в волне М2 при движении от Новой Земли к ЗФИ сначала незначительно уменьшаются с 1.92 (ст. МО1) до 1.69 см/с (ст. МО3), а затем существенно увеличиваются до 3.89 см/с (ст. МО4). Такая особенность изменчивости течений отмечается и для волны S2 и может быть связана с захватом приливной энергии в полусуточных волнах в районе островов, в результате чего эти волны распространяются в виде приливных волн Кельвина. Фаза максимального течения в волне М2 меняется от 130 до 178° и оно имеет направление приблизительно север-юг. Тип течения в большинстве случаев близок к круговому, и только на станции МО3 – к реверсивному (е<0.5). Вращение вектора скорости в волне М2 во всех случаях осуществляется по часовой стрелке.

В волне S2 максимальные скорости приливного течения приблизительно в 3 раза меньше по сравнению с волной М2 и меняются от 0.54 до 1.18 см/с. Фаза максимального течения в волне S2 варьирует от 34 до 144° и оно имеет направление приблизительно запад-восток на станции МО1, а на других станциях – север-юг. Тип течения в большинстве случаев также близок к круговому, и только на станции МО3 – к реверсивному (е<0.5). Вращение вектора скорости в волне S2 во всех случаях осуществляется по часовой стрелке.

Максимальные скорости приливного течения в волне К1 изменяются от 1.06 до1.98 см/с. Фаза максимального течения в волне К1 меняется от 111 до 157° и оно имеет направление приблизительно северо-восток – юго-запад. Тип течения в большинстве случаев близок к реверсивному (е<0.5), и только на станции МО4 – к круговому. Вращение вектора скорости в волне во всех случаях осуществляется по часовой стрелке.

В волне О1 максимальные скорости приливного течения приблизительно в 1.5 - 2 раза меньше по сравнению с волной К1 и меняются от 0.53 до 1.28 см/с. Фаза максимального течения в волне О1 варьирует от 9 до 140° и оно имеет направление приблизительно северо-восток – юго-запад. Тип течения во всех случаях близок к реверсивному (е<0.5). Вращение вектора скорости в волне во всех случаях осуществляется по часовой стрелке.

Следует отметить, что модельные оценки приливных течений, сделанные А.Ю. Прошутинским (1993) для волн М2 и К1 очень существенно отличаются от представленных здесь результатов. Так, максимальные скорости приливных течений для волны М2 в данном районе Баренцева моря по модельным расчетам выше приблизительно в 2 раза, а для волны К1 – приблизительно в 5 - 10 раз.

Мезомасштабные течения после исключения баротропного прилива. Максимальные оценки I1(0)мз(t) варьируют от 42 до 142 см2/с2 (см. рис. 2.). На станциях МО1, МО2 и МО3 на всех горизонтах интенсивность мезомасштабных течений сравнима или существенно превосходит баротропные короткопериодные приливные течения и только на станции МО4, за исключением придонного горизонта оценки I1(0)мз(t) чаще всего заметно меньше оценок I1(0)кп(t). В отдельные периоды года интенсивность мезомасштабных течений может быть выше по сравнению с течениями других временных масштабов. Это происходит чаще всего в ноябре-декабре и марте. На станциях МО2 и МО4 при движении от верхнего горизонта (60 м) к придонному оценки I1(0)мз(t) с глубиной всегда заметно уменьшаются, в то время как на станции МО1 в марте эти оценки в глубинном и придонном слое в 2 раза выше, чем на горизонте 60 м. Продолжительность циклов интенсификации мезомасштабных течений варьирует приблизительно от 5 до 15 суток, что близко к естественному синоптическому периоду.

Максимальные скорости мезомасштабных течений достигают больших значений (см. табл. 2), сравнимых с синоптическими течениями. Их значения колеблются от 8 – 20 см/с в глубинных слоях и 7 – 13 см/с в придонном слое

На рис. 8 приведены частотно-временные спектры мезомасштабных течений. Хорошо видно, что максимумы спектральной плотности концентрируются на частотах, близких к локальной инерционной частоте, которая для этого района равна 0.51 рад/ч (Р = 12.3 часа), и частотах полусуточных приливных волн. < /p>

8

Рис.8. Частотно-временные спектры мезомасштабных колебаний течений после исключения баротропного прилива (изолинии проведены через 10 см2×с-2×>час)

Этот результат показывает, что основной вклад в мезомасштабную изменчивость течений при исключенном баротропном приливе вносят инерционные колебания и/или внутренние приливные волны полусуточного периода. В отдельных редких случаях максимумы спектральной плотности наблюдаются на других частотах. Так, например, на придонном горизонте станции МО3 в начале марта 1992 г. максимальный пик спектральной плотности отмечался на периоде около 17 часов, а в начале второй декады апреля – на периоде 7.8 часа. Колебания течений с такими периодами могут быть связаны с локальным воздействием ветра и атмосферного давления. Кроме этого, выявленная изменчивость течений с периодами около 17 часов может быть связана со смешанными инерционно-гравитационными – градиентно-вихревыми волнами (волны Янаи) (Ефимов и др., 1985), а изменения течений с периодом 7.8 часа – с длинными гравитационными волнами анемобарического происхождения (Рабинович, 1999)

Мелкомасштабные течения. Максимальные оценки I1(0)мк(t) наблюдаются на самых верхних горизонтах и резко уменьшаются с глубиной (см. рис. 2). Наибольшая интенсивность мелкомасштабных течений отмечается на верхнем горизонте станции МО1, где оценки I1(0)мк(t) достигают значений 27 см2/с2. На других станциях оценки дисперсии не превышают 10 см2/с2. Продолжительность циклов интенсификации мелкомасштабных течений варьирует приблизительно от 2 - 3 до 15 суток, что близко к естественному синоптическому периоду.

Максимальные скорости этих течений могут быть сравнимыми и даже в отдельных случаях превышать подобные оценки баротропных короткопериодных приливных течений (см. табл. 2), достигая 10 – 14 см/с в глубинных слоях, и уменьшаясь до 3 – 9 см/с в придонном слое.

На рис. 9 представлены частотно-временные спектры мелкомасштабных колебаний течений, которые рассчитывались по остаточным рядам (после исключения приливов и сезонных колебаний), имеющим дискретность 20 мин.

9

Рис. 9. Частотно-временные спектры мелкомасштабных колебаний течений (изолинии проведены через 10 см2×с-2×мин)

Из рядов также были исключены с помощью полиномиального фильтра Баттерворта колебания с периодами более 3 часов. Хорошо видно, что пики спектральной плотности с течением времени отмечаются на различных частотах всего диапазона мелкомасштабной изменчивости. Максимальная энергия мелкомасштабных колебаний течений отмечается на горизонте 60 м зимой (декабрь-январь), но с глубиной эта особенность проявляется меньше и на придонном горизонте уже совсем не выражена. Как упоминалось выше, мелкомасштабные колебания течений могут быть связаны с длинными гравитационными волнами анемобарического происхождения (Рабинович, 1993), высокочастотными внутренними волнам (Коняев и Сабинин, 1992; Zakharchuck, 1999) и мелкомасштабной турбулентностью (Озмидов, 1968).

 

ЛИТЕРАТУРА

1. Белышев А. П., Клеванцов Ю. П., Рожков В. А. Вероятностный анализ морских течений. Ленинград, Гидрометеоиздат. 264 с., 1983.

2. Войнов Г. Н. Основные закономерности приливных течений в море Лаптевых. Научные результаты экспедиции ЛАПЭКС-93. С.-Петербург. Гидрометеоиздат. 1994. с. 119 - 131.

3. Войнов Г. Н. Приливные явления в Карском море. Русское географическое общество. 1999, 110 с.

4. Войнов Г. Н. Гармонический анализ долгопериодных приливов по срочным наблюдениям и среднесуточным значениям уровня моря. Метеорология и гидрология. № 4, 2002, с. 50 – 58.

5. Войнов Г. Н. Способ оценки выбросов во временных рядах ежечасных наблюдений за течениями с помощью нерекурсивного многополосного фильтра. Записки по гидрографии. № 258, 2003, с. 56 – 62.

6. Войнов Г.Н., Захарчук Е.А. Долгопериодные приливы и шельфовые волны в Чукотском море. Метеорология и гидрология, № 12, с. 65-76. 1999.

7. Воробьев В. Н. Лунно-солнечный полумесячный и месячный прилив в морях Советской Арктики. - Докл. АН СССР, 1966, т.167, №5, с. 1039-1041.

8. Воробьев В. Н. Полугодовой прилив и дрейф льдов Арктического бассейна. Труды ААНИИ, 1976, т. 319, с. 101-105.

9. Воробьев В. Н., Кочанов С.Ю., Смирнов Н. П. Сезонные и многолетние колебания уровня морей Северного Ледовитого океана. Санкт-Петербург. 2000. 114 с.

10. Гидрометеорологические условия шельфовой зоны морей СССР. Том 6. Баренцево море. Л.: Гидрометеоиздат. 1985. 264 с.

11. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР, Том 1. Баренцево море. Выпуск 1 Гидрометеорологические условия.1990. 280 с.

12. Дворкин Е. Н., Захаров Ю. В., Мустафин Н. В. О причинах сезонной и многолетней изменчивости уровня в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском. Труды ААНИИ, 1978, т. 349, с. 60 - 68.

13. Дворкин Е. Н., Захаров Ю. В., Мустафин Н. В. Причины сезонной и многолетней изменчивости уровня Чукотского моря. Труды ААНИИ, 1978, т. 349, с. 69 - 75.

14. Дворкин Е. Н., Ю. В. Захаров, Н. В. Мустафин. Сезонная и многолетняя изменчивость уровня Карского моря. Труды ААНИИ, 1979, т. 361, с. 63 - 71.

15. Дворкин Е. Н., Захаров Ю. В., Мустафин Н. В. Уранов Е. Н. Статистическая структура сезонных и межгодовых колебаний уровня арктических морей и прилегающих районов Атлантического и Тихого океанов. Труды ААНИИ, 1989, т. 417, с. 6 - 18.

16. Дженкинс Г., Д. Ваттс. Спектральный анализ и его приложения. Выпуск 1. Мир. Москва. 1971, 318 с.

17. Ефимов В.В, Е. А.Куликов, А. Б. Рабинович, И. В. Файн. Волны в пограничных областях океана. Ленинград, Гидрометеоиздат, 280 с. 1985 г.

18. Захарчук Е. А., Петушков С. А. Низкочастотные бароклинные волны Кельвина в районе материкового склона Новосибирских островов. Океанология. 2003, с. 805 –818.

19. Захарчук Е. А. Синоптическая изменчивость течений в западной части Баренцева моря по данным наблюдений на буйковых станциях. В книге «Комплексные исследования процессов, характеристик и ресурсов российских морей Северо-Европейского бассейна». Выпуск 1. Российская академия наук. Министерство образования и науки Российской Федерации. Апатиты. 2004 г, с. 335 – 350.

20. Каменкович В. М., Кошляков М. Н., Монин А. С. Синоптические вихри в океане. Ленинград, Гидрометеоиздат, 512 с., 1987.

21. Колесов С. А., Кулаков И. Ю., Дмитриев Н. Е., Шутилин С. В. Совместная динамико-термодинамическая модель циркуляции вод и льдов для Баренцева моря. В книге «Комплексные исследования процессов, характеристик и ресурсов российских морей Северо-Европейского бассейна». Выпуск 1. Российская академия наук. Министерство образования и науки Российской Федерации. Апатиты. 2004 г, с. 398-401.

22. Коняев К. В., Сабинин К. Д. Волны внутри океана. С-Петербург. Гидрометеоиздат. 271 стр. 1992.

23. Лабзовский Н. А. Непериодические колебания уровня моря. Ленинград. Гидрометеоиздат. 1971. 238 с.

24. Лаппо С. С., Гулев С. К., Рождественский А. Е. Крупномасштабное тепловое взаимодействие в системе океан – атмосфера и энергоактивные области Мирового океана. Л., Гидрометеоиздат. 1990, 336 с.

25. Ле Блон, П., Л. Майсек. Волны в океане. В 2-х томах. Москва. "Мир". 1981.

26.Методическое письмо по вероятностному анализу векторных временных рядов скоростей течений и ветра. Под ред. В. А. Рожкова. – Л.: Гидрометеоиздат, 1984. – 61 с.

27. Монин А. С. Классификация нестационарных процессов в океане. Изв. АН СССР, № 7, с.26-30. 1972.

28. Озмидов Р.В. Горизонтальная турбулентность и турбулентный обмен в океане. М. 1968.

29.Педлоски. Дж. Геофизическая гидродинамика. Пер. с англ.- М. Мир, 811 с.,1984.

30. Прошутинский А. Ю. Колебания уровня Северного Ледовитого океана. Санкт-Петербург. Гидрометеоиздат. 1993. 216 с.

31. Рожков В.А. Методы вероятностного анализа океанологических процессов. Л.: Гидрометеоиздат, 278 с., 1979.

32. Рожков В. А., Трапезников Ю. А. Вероятностные модели океанологических процессов. Ленинград. Гидрометеоиздат. 1990, 272 с.

33. Рабинович А. Б. Длинные гравитационные волны в океане: захват, резонанс, излучение. СПб. 1993.

34. Семенов Г.А., Чвилев С. В. Численное исследование межгодовой изменчивости циркуляции вод Баренцева моря в летний сезон. Океанология. – 1996. Т.36, №4. С. 498-511.

35. Топорков Л. Г. Колебания уровня моря. В кн. Советсая Арктика. М. Наука. 1970, 526 с.

36. Трофимов А. Г. Динамика вод Баренцева моря и ее влияние на распределение икры, личинок, 0-группы трески и пикши. Мурманск. Издательство ПИНРО. 2003

37. Фукс В. Р. Планетарные волны в океане. Издательство Ленинградского университета. Ленинград. 176 с. 1977.

38. Фукс В. Р. К классификации низкочастотных баротропных волн в океане. Вестник Санкт-Петербургского Государственного университета. Серия 7, вып. 2 (№ 14),., с. 92 - 94. 1999.

39. Carmack E. C., E. A. Kulikov. Wind-forced upwelling and internal Kelvin wave generation in Mackenzie Canyon, Beaufort Sea. Journal of Geophysical Research. Vol. 103, NO. C9, 1998. p.18,447-18458.

40. Cartwright D. E. On the smoothing of climatological time series, with application to sea-level at Newlyn. Geophys. J. R. astr. Soc., 75, 1983, 639-658.

41. Cartwright D.E., Tayler R.J. New computations of the tide-generating potential. Geophys. J. R. astr. Soc. 1971, vol.23. P. 45 –74.

42. Hunkins K. Anomalous diurnal tidal currents on the Yermak Plateau. Journal of Marine Research, 44. 1986. P. 51 – 69.

43. Kovalik Z., A.Y. Proshutinsky. Diurnal Tides in the Arctic Ocean. Journal of Geophysical Research. Vol. 98, NO. C9, 1993. p.16,449-16,468.

44. Lam, F.-P.A. Shelf waves with diurnal tidal frequency at the Greenland shelf edge. Deep-Sea Research I 46. 1999. P. 895 – 923.

45. Loeng H., V. Ozhigin, B. Adlandsvik, H.Sagen. Current Measurements in the Northeastern Barents Sea. ICES Statutory Meeting. Hydrographic Committee. 1993, p. 1-22.

46. Loeng H., Satre R. Features of the Barents Sea circulation. Fisken og have. №1. – 2001. 40 рр.

47. Mc Williams, J. C. Stable jet modes: a special case of eddy and mean flow interaction. J. Phys. Oceanogr.,vol.8,p.344-362,1978.

48. Pugh, D. T. Tide, surges and mean sea level. JonWiley & Sons Ltd. 1987. 470 p.

49. Rossby C. G. Relation between variations in the intensity of the zonal circulation of the atmosphere and the displacements of the semi-permanent centers of action. J. Mar. Res. Vol. 2, № 1, p. 38-55, 1939.

50. Voinov G. N. and E. A. Zakharchuck. Large-Scale Variations of Sea Level in the Laptev Sea. In: Kassens, H., H. A. Bauch, I. Dmitrenko, H. Eicken, H.-W. Hubberten, M.Melles, J. Thiede and L. Timokhov (eds.) Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic: Dynamics and History. Springer-Verlag, Berlin, 1999, p. 25-36.

51. Zakharchuck E. A. Internal Waves in the Laptev Sea. In: Kassens, H., H. A. Bauch, I. Dmitrenko, H. Eicken, H.-W. Hubberten, M.Melles, J. Thiede and L. Timokhov (eds.) Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic: Dynamics and History. Lecture Notes in Earth Science, Springer-Verlag, Berlin, 1999, p. 43-51.