Численное исследование гидродинамических процессов в окраинных морях и в шельфовой зоне тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.29, доктор физико-математических наук Платов, Геннадий Алексеевич

• Платов, Геннадий Алексеевич
• доктор физико-математических наук
• 2011

Оглавление диссертации доктор физико-математических наук Платов, Геннадий Алексеевич

Введение

Физические механизмы и явления.

Взаимодействие с открытым океаном.'.

Процессы на шельфе и шельфовых склонах

Региональные исследования

Данные наблюдений и их использование в моделировании.

Содержание и структура диссертации

1 Моделирование циркуляции Японского моря с использованием данных СОЕМ климатического распределения температуры и солености

1.1 Введение

1.2 Данные вБЕМ и анализ водных масс.

1.3 Промежуточные воды Японского моря и их сезонные изменения.

1.4 Модель Японского моря и численные подходы.

1.4.1 Модель и ее конфигурация.

1.5 Результаты.

1.5.1 Черты сезонной циркуляции.

1.5.2 Пояса солености вдоль российского побережья.

1.5.3 Промежуточная вода Японского моря.

1.5.4 Глубоководная циркуляция.

1.6 Выводы.

2 Волновые процессы и градиентные течения на материковом склоне и шельфе

2.1 Роль береговых захваченных волн в формировании циркуляции на материковом склоне.

2.1.1 Моделирование береговых захваченных волн.

2.1.2 Особенности распространения БЗВ.

2.1.3 Выводы.

2.2 Баротропная модель приливов вдоль шельфа Южной Австралии.

2.2.1 Приливы у берегов Южной Астралии.

2.2.2 Модель и методы

2.2.3 Результаты для М2: метод ФГУ в сравнении с ФГО.

2.2.4 Результаты для составляющих 5г, К\ ж Ох.

2.2.5 Выводы.

2.3 Коррекция горизонтального градиента давления в модели с сигма-системой координат.

2.3.1 Возврат к исходной ¿-системе координат.

2.3.2 Новый подход.

2.3.3 Технология применения.

2.3.4 Тесты.

2.3.5 Выводы.

3 Исследование циркуляции Большого австралийского залива

3.1 Среднелетняя циркуляция вдоль южного шельфа Австралии

3.1.1 Численные методологии и поля вынуждающих сил.

3.1.2 Крупномасштабная циркуляция и циркуляция внутри БАЗ.

3.1.3 Апвеллинг вблизи района заливов и города Роб.

3.1.4 Сравнение с имеющимися наблюдениями и результатами моделирования OCCAM.

3.1.5 Выводы и обсуждение.

3.2 Моделирование прибрежного апвеллинга 1998-1999 г вдоль южного шельфа Австралии

3.2.1 Гидродинамическая модель.

3.2.2 Текущие метеорологические условия.

3.2.3 Данные.

3.2.4 Результаты моделирования.

3.2.5 Выводы.

4 Исследование динамики арктического шельфа с помощью системы вложенных моделей с учетом льда

4.1 Описание модели и ее конфигурация, внешние источники и данные.

4.1.1 Крупномасштабная модель океана.

4.1.2 Сетка области моделирования.

4.1.3 Модель льда и снежного покрова

4.1.4 Начальное распределение.

4.1.5 Граничные условия.

4.2 Результаты моделирования.

4.2.1 Результаты моделирования динамики льда

4.2.2 Формирование вертикальной структуры арктических вод.

4.3 Моделирование шельфовой циркуляции.

4.3.1 Необходимость более тонкого учета склоновых процессов.

4.3.2 Идеализированные тесты.

4.3.3 Параметризация склоновой конвекции

4.3.4 Система вложенных моделей с разным уровнем детализации шельфо-вых процессов

4.4 Применение метода вытеснения в крупномасштабной модели.

4.5 Выводы.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Численное исследование гидродинамических процессов в окраинных морях и в шельфовой зоне»

Актуальность исследования

Изучение окраинных морей и шельфовой зоны океанов имеет большое значение в современном мире по нескольким причинам как практического, так и теоретического характера. С I практической точки зрения эта часть Мирового океана является: 1) главным поставщиком морепродуктов, 2) важной частью транспортных морских путей, 3) все более важным источником ископаемого сырья и 4) местом массового сезонного отдыха людей. Поэтому исследования в этой области способствуют решению таких практических задач как

1) изучение условий рыбного промысла, путей миграции промысловых видов,

2) изучение условий промышленной добычи ископаемого сырья и топлива,

3) оценка угрозы и последствий экологических катастроф, связанных с авариями транспортных судов и на добывающих платформах,

4) оценка угрозы и последствий природных катаклизмов - цунами, ураганы, наводнения и т.д.

С теоретической же точки зрения изучение окраинных морей и шельфа интересно как в плане изучения целого ряда гидродинамических процессов и явлений, присущих этим объектам, так и в плане того, что эти районы связывают между собой два ярко выраженных типа климата: континентальный и морской, и являются важным звеном, обеспечивающим их взаимодействие. Особое внимание шельфу Мирового океана уделяется еще и из-за того, что благодаря процессам, протекающим в шельфовых районах, происходит формирование существенной части промежуточных и глубинных вод Мирового океана, распространяющихся в рамках конвейерной системы глобального круговорота, а значит, шельф является важным звеном в цепи факторов, определяющих долгопериодные тенденции климата на планете.

Современное состояние исследований

Уже в древние времена люди использовали свои знания о прибрежной динамике, о приливах и отливах для мореплавания. Поэтому древние греки и финикийцы могут быть названы первыми исследователями в этой области. Долгое время накопленные знания имели описательный характер, пока не был разработан математический подход для описания гидродинамических процессов. В результате развития математического аппарата стали возможными теоретические исследования, которые, однако, были бы невозможны без помощи инструментальных наблюдений. Важным этапом в расширении исследовательских возможностей стало применение численного моделирования и использование мощных вычислительных ресурсов.

В современных исследованиях, посвященных изучению окраинных морей и шельфа океана, можно условно выделить два преимущественных направления. С одной стороны, это глубокое изучение физических механизмов, процессов и явлений, связанных с этой областью Мирового океана, а с другой, изучение его конкретных акваторий с использованием всего багажа имеющихся знаний и инструментальных наблюдений за физическими процессами.

Список физических процессов и явлений, присущих окраинным морям и шельфовой зоне океана, вряд ли может быть исчерпывающим. Попытаемся, однако, перечислить хотя бы наиболее важные из них, охарактеризовав состояние наших знаний о них и подчеркнув актуальность, цели и задачи исследований в этом направлении, указав, каких результатов удалось достичь в ходе выполнения данной работы, и в чем состоит новизна полученных результатов.

Физические механизмы и явления Взаимодействие с открытым океаном

Любой процесс или явление, имеющие место в открытом океане, тем или иным образом отражаются на характере движений в его окраинных районах, изменяя его термодинамические, химические или биологические свойства.

Волны открытого океана неизбежно сталкиваются с препятствием в виде материкового склона и береговой линии. Эти волны частично испытывают отражение, частично диссипируют, передавая свою энергию движениям меньших масштабов. Подобно тому, как волны постоянно накатываются на берег, волны открытого океана омывают шель-фовый склон и сам шельф. К числу таких волн относятся планетарные волны (волны Россби), инерционно-гравитационные волны (волны Пуанкаре), внутренние волны и приливы. Последние отличает их регулярный и предсказуемый характер. В силу этого, влияние приливов довольно часто оказывается в фокусе проводимых исследований.

Приливные волны для большей части океана имеют малую амплитуду и поэтому с очень хорошим приближением могут считаться линейными (Майсек, ЛеБлон, 1981). В силу принципа линейной суперпозиции распространение нескольких волн происходит так, как если бы каждая волна не "знала" о существовании других. Поэтому влиянием приливных волн на другие линейные (или даже квазилинейные) процессы можно пренебрегать (Майсек, ЛеБлон, 1981). Ситуация, однако, меняется при выходе этих волн на шельф. Существенно возрастает их амплитуда и поэтому становится важным учет нелинейности

Goryachkin и др., 1992). Нелинейность может проявляться в изменении характера их взаимодействия с другими волнами (Новотрясов, 2006), течениями (Holthuysen, Tolman, 1991), подстилающей поверхностью (Fillouxa, Snyderb, 1979). Одним из проявлений нелинейности является нарушение цикличности приливных колебаний: частица жидкости по прошествии периода не возвращается в ту точку, из которой это движение стартовало, а испытывает некоторое результирующее или, как говорят, остаточное смещение (Tee, 1977). Другим важным следствием приливов с точки зрения моделирования динамики шельфа является увеличение турбулентного трения потока о дно, вызванное приливными движениями. Так как скорость этих движений сравнима со скоростями регулярных течений, то и их вклад в усиление вертикальных турбулентных потоков становится существенным и требует своего аккуратного учета (Wright, Thompson, 1983). В настоящей работе будет проведена оценка роли приливов в формировании шельфовой динамики в районе Большого австралийского залива, а также проанализирована полученная с помощью численного моделирования картина основных осцилляции в этом районе.

Помимо волн, окраинные моря и шельф испытывают на себе влияние и более регулярных крупномасштабных движений океана. Схема циркуляции по решению Стоммела и Манка (Stommel, 1948; Münk, 1950) распадается на два глобальных круговорота: тропический, от экватора до умеренных широт, и полярный, от умеренных широт до полюсов. Тропический круговорот предполагает наличие в полосе между экватором и умеренными широтами интенсивного узкого прибрежного течения на западной границе океана (западное пограничное течение), направленного от экватора к полюсам, и обратное движение вод к экватору, осуществляющееся по всей остальной ширине океана. Последнее носит название свердруповский перенос. Обе компоненты этого движения, западное пограничное течение и свердруповский перенос, имеют свое значение при рассмотрении динамики вод на шельфовом склоне и на самом шельфе.

Роль свердруповского переноса проявляется в тех случаях, когда на его пути возникает береговое препятствие. Наиболее ярко эта ситуация обозначена у берегов южной Австралии (Cirano, Middleton, 2004), в несколько меньшей степени - у южных берегов Африки и Южной Америки (Matano и др., 2002). Аналог свердруповского переноса для полярного круговорота также имеет свои характерные примеры в тех ситуациях, когда береговая линия препятствует такому движению. Это берега Чукотки и Аляски на севере Тихого океана (McGowan и др., 1998), а также побережье Антарктиды к югу от Циркумполярного течения (Samelson, 1999). Более подробно в настоящей работе будет изучено влияние свердруповского переноса на формирование течения Флиндерса на шельфовом склоне Южной Австралии (Bye, 1972) и показана его тесная взаимосвязь с динамикой австралийского шельфа.

Что касается западного пограничного течения, то оно напрямую контактирует с шельфом и непосредственно определяет характер движения на нем. Наиболее сложные процессы происходят в местах столкновения западных пограничных течений противоположных направлений, принадлежащих субполярному и субтропическому круговоротам. Здесь происходит их отрыв от шельфа и, сливаясь в единый поток, они устремляются в открытую часть океана, формируя течения субполярного фронта (Bryan, Holland, 1989).

Проблема отрыва западного пограничного течения является хронической для моделей общей циркуляции (Bryan, Holland, 1989; Ezer, Mellor, 1992; Cherniawsky, Holloway, 1993). Причина, в основном, связана с необходимостью разрешения вихревой изменчивости потока (Jacobs и др., 1999). В численных моделях вихревая изменчивость, как правило, подавляется в результате использования увеличенной модельной вязкости с целью достижения большей устойчивости численного решения, либо в результате использования недостаточного горизонтального разрешения, что вызвано ограниченностью вычислительных ресурсов. В тех случаях, когда вихревая изменчивость занижена, происходит смещение точки отрыва западного пограничного течения, так что течение отрывается от берега с некоторым запаздыванием. В северном полушарии это приводит к смещению точки отрыва на север. Подобным образом ведут себя в моделях Гольфстрим и Куросио, и даже Восточнокорейское течение в Японском море. В работе (Jacobs и др., 1999) на основе численных экспериментов с двухслойной моделью с использованием различного разрешения было показано, что для этого класса моделей необходимое разрешение должно быть порядка 1/32°, причем горизонтальная вязкость должна быть не больше 5 м2/с. Другой способ был предложен в работе (Kim, Yoon, 1999), где необходимая широта точки отрыва была достигнута в результате применения изопикнической диффузии потока. Помимо этого, в работе (Holloway и др., 1995) была предложена параметризация, основанная на уменьшении горизонтальной вязкости применительно именно к топографическим вихрям, при этом все прочие движения испытывали обычную модельную вязкость. На примере Во-сточнокорейского течения, испытывающего отрыв от побережья Кореи в районе 37-38° с. ш. , будет продемонстрирована способность используемой в этой работе численной модели правильно воспроизводить положение точки отрыва пограничного течения. При этом необходимого качества удалось достичь при несколько худшем, чем в работе (Jacobs и др., 1999) горизонтальном разрешении без применения изопикнической вязкости и без параметризации топографических вихрей, а благодаря более тонкому локальному применению повышенной вязкости горизонтального потока.

Большая часть океанов в промежуточных и придонных слоях состоит из водных масс, которые редко встречаются на поверхности океана. Основная масса океанов состоит из достаточно холодной и соленой воды. Около 50% всей воды имеет температуру 1.3°С < Т < 3.8°С и соленость 34.6%.< S < 34.8%,. Даже при условии постоянного тепло- и со-леобмена с приповерхностными слоями, которые, как правило, на 10-20°С теплее, объем и свойства промежуточных и донных вод почти неизменны. Это означает, что существуют постоянно действующие источники этого типа вод, пополняющие их запас, противодействуя вертикальным теплосолеобменам. Даже не прибегая к анализу динамики вертикальных движений в океане, можно утверждать, что столь холодные и соленые воды могут образовываться только вблизи берегов, где водная поверхность подвергается воздействию континентальных воздушных масс, характеристики которых изменяются в более широких пределах, по сравнению с морскими. Поэтому районы наиболее активного формирования придонных вод океанов сконцентрированы в приполярных районах: Антарктика и Северный Ледовитый океан.

Формирование придонных вод самого Северного Ледовитого океана, также не является простой задачей для исследования, так как и здесь придонные воды отделены от поверхностного слоя промежуточным слоем теплой и соленой воды, поступающей из Северной Атлантики. Согласно оценкам (Aagaard и др., 1981), необходимо формирование около 1-2 Св воды с температурой, близкой к температуре замерзания, и с соленостью S =34.75%,, для того, чтобы поддерживать существующую вертикальную структуру арктического ха-локлина. Формирование арктического халоклина возможно благодаря трем механизмам: сезонного льдообразования в паковых льдах и в полыньях (Björk, 1989, 1990), выхолаживания и опреснения атлантической воды (Steele и др., 1995), поступающей через пролив Фрама и Баренцево море, и прямого проникновения глубинных вод Норвежского моря через тот же пролив Фрама (Jones и др., 1995). В представляемой работе более подробно будет изучен процесс формирования донных вод Северного Ледовитого океана-на шельфе Баренцева моря и предложена параметризация движения ядер плотной воды вдоль шельфового склона.

Формирование глубинных вод Гренландского и Исландского морей представляется главным движущим фактором глобального океанического конвейера в целом ряде работ (см., например, работы (Broecker, 1991; Gordon, 1996) и ссылки в них). Наличие достаточно соленой воды на поверхности этих морей приводит к тому, что в результате поверхностного охлаждения íi замерзания плотность воды увеличивается настолько, что она способна опускаться на большие глубины. Интенсивность формирования глубинных вод в Гренландском море зависит от скорости льдообразования (Wadhams, 1994) и от количества распреснен-ной воды, поступающей из Северного Ледовитого океана, причем в большей степени в виде льда (Иванов, 1976; Aagaard, Carmack, 1989; Иванов и др., 1990). Объемы поступления этих вод отличаются большой изменчивостью (Aagaard, 1968; Alekseev и др., 1994), а в последние десятилетия значительно сократились (Schlosser и др., 1991; Rheim, 1991). Кроме того, было показано (Hurrell, 1995; Kvvok, Rothrock, 1999), что изменения потока льда через пролив Фрама имеют значимую корреляцию с индексом Североатлантической осцилляции (NAO), а в работе (Бышев, Нейман, 2000) установлена статистическая связь даже с осцилляциями Эль-Ниньо. Подобные оценки будут проведены и в данной работе, и на основе численного моделирования показана взаимозависимость типов Арктической циркуляции с интенсивностью выноса льда в район Северной Атлантики.

Процессы на шельфе и шельфовых склонах Ветровая циркуляция. Береговые захваченные волны

Значительный интерес в публикациях традиционно уделяется стационарному отклику циркуляции континентального шельфа на ветровое воздействие. В работах (Pedlosky, 1974а, 1974b) описывается стационарная ветровая циркуляция вблизи границы замкнутого бассейнасо стратифицированной жидкостью. Замкнутость бассейна позволяет избежать неоднозначностей, возникающих при: задании граничных значений на открытых границах. Когда все границы бассейна, вертикальны, циркуляция, как показано в (Pedlosky, 1974b), напрямую зависит от компонент напряжения ветра, особенно в направлении берега. Вертикальная структура также оказывается с ними связанной. Если бассейн имеет наклонное дно, ограниченное вертикальными стенами (Pedlosky, 1974а), возникает «топографический пограничный слой» напротив мелководной стены бассейна, где аномалия поля давления подчиняется параболическому уравнению. В работе (Csanady, 1978) рассматривалась аналогичная задача, при этом прибрежный бассейн предполагался неограниченным в сторону открытого океана с открытыми границами с обеих сторон участка береговой линии. Плотность жидкости полагалась постоянной. Такое упрощение, наряду с некоторыми другими, также приводит к параболическому уравнению для возвышения уровенной поверхности. Решение, полученное для напряжения ветра, действующего на некотором участке, указывает на повышение уровня с подветренной стороны от участка действия ветра с дальнейшим его уменьшением в направлении распространения волн. Данная модель получила дальнейшее развитие в работе (Pringle, 2002), где было показано, что вдольбереговой ветер усиливает перенос вод в сторону шельфа в случае; когда ширина шельфа увеличивается в направлении действия ветра. Если ветер способствует развитию апвелинга, усиление такого переноса происходит в придонном слое и подводит холодные и богатые нутриентами воды ближе к берегу. Исследованию влияния геометрических особенностей шельфа на характер распространения береговых захваченных волн будет уделено повышенное внимание в представляемой работе. Кроме того, будет показана возможность учета удаленных ветровых воздействий с помощью решения уравнений для амплитуды главной моды береговых захваченных волн.

Струйные течения

Динамика струйных течений в шельфовых зонах рассматривалась в целом ряде публикаций (Trowbridge, Lentz, 1991; MacCready, Rhines, 1993; Garrett и др., 1993). Если течение испытывает трение о дно, то благодаря экмановской подкачке в придонном слое имеет место перенос воды в направлении, перпендикулярном к основному потоку. В северном полушарии этот перенос отклоняет воды потока в левую сторону (соответственно, в южном полушарии в правую). При наличии стратификации и наклона дна это вызывает апвеллинг или даунвеллинг. И в том и в другом случае возникает нормальная к потоку составляющая горизонтального градиента давления. В силу соотношений термического ветра, это приводит к ослаблению потока у дна и его усилению на поверхности. Так как трение о дно зависит от скорости придонного течения, то в результате ослабления последнего трение также ослабевает, и в итоге поток как бы забывает о наличии дна и испытывает дополнительное ускорение (Chapman, Lentz, 1997; Chapman, 2002). Сама струя при этом должна становиться более тонкой, что требует условие неразрывности потока. В результате анализа чувствительности этого движения по отношению к стратификации, было также установлено (Chapman, Lentz, 2005), что даже весьма слабая стратификация на склоне приводит к описанным выше эффектам в полной мере.

Большое значение для динамики струйного течения имеет характер неоднородностей береговой линии и рельефа шельфа. В большинстве работ, посвященных этой теме, само струйное течение рассматривается как течение, сформированное ветровым воздействием, благоприятным для апвеллинга или даунвеллинга. В результате рассмотрения вихревой активности и динамики возмущений течения апвеллинга в работе (МсСгеагу и др., 1991) установлено, что причина заключена в неустойчивости вдольберегового течения. В работе (Haidvogel и др., 1991) показано, однако, что образование таких неоднородностей течения может иметь конкретную привязку к неоднородностям береговой линии или рельефа. Численное моделирование трехмерной циркуляции в случае пространственно однородного ветра вдоль берега Калифорнии (Gan, Allen, 2002) показало, что циркуляция проявляет изменчивость в параллельном берегу направлении с более низкой температурой к югу от каждого мыса.

При рассматрении характерных особенностей обтекания струей поперечного шельфо-вого выступа, было отмечено (Castelao, Barth, 2006), что струя испытывает отклонение от берега в сторону больших глубин, если характерный масштаб шельфового выступа сравним с радиусом Россби. При этом, позади выступа образуется теневая зона, в которой возникает циклоническая (для северного полушария) ячейка с дополнительным подъемом изопикнических поверхностей.

Картина, аналогичная предыдущей, была описана в работах (Pietrafesa и др., 1978; Rooney и др., 1978; Brooks, Bane, 1978), посвященных исследованию меандров и вихревых образований Гольфстрима. В отличие от предыдущей ситуации Гольфстрим не является ветровым течением, однако и в этом случае отмечается, что вихревая активность его струи резко меняется при прохождении так называемой «чарлстоновской кочки» (Charleston Bump) - топографической неоднородности шельфа, имеющей форму выступа. Как и в предыдущем случае, происходит отрыв струи с формированием меандра (Xie и др., 2007) с соответствующим апвеллингом глубинных вод, богатых нутриентами. Согласно (Atkinson и др., 1982; Hoffmann и др., 1980) в отсутствии этой особенности течения в этом районе воды Северной Каролины представляли бы собой биологическую пустыню.

В работах (Klinck, 1996; Boyer и др., 1999; Haidvogel, 2005) с помощью лабораторных экспериментов и численного моделирования исследовался процесс набегания вдольберего-вого течения на поперечный каньон Было показано, что каньон выступает в качестве канала, по которому глубинные воды выносятся на шельф. Объем этой воды, как правило, в несколько раз превосходит объем самого каньона. Установлено также, что подъем этих вод происходит за счет потери кинетической энергии набегающего потока.

В представляемой работе широко используются результаты исследований динамики струйных течений для анализа движений, возникающих на шельфе Южной Австралии в течение летнего (для южного полушария) сезона, с характерными для этого времени ветрами, способствующими формированию апвеллинга и целого набора течений вдоль побережья Большого австралийского залива и вдоль его шельфового склона

Апвеллинг и даунвеллинг

Теоретические исследования прибрежных апвеллингов и даунвеллингов предпринимались многими авторами (см., например ссылки в работе (Allen, 1980)). Наиболее интересны те их них, в которых обсуждаются взаимосвязи волновых движений с ветровыми воздействиями, вызывающими подъем или опускание прибрежных вод вдоль континентального склона. В работе (Suginohara, 1974) рассматривалась двуслойная модель, в которой толщина верхнего слоя полагалась меньше глубины шельфа, так что граница между слоями имела пересечение с вертикальной стенкой, соответствующей береговой линии. Была продемонстрирована важность учета внутренних волн Кельвина и шельфовых волн в динамике прибрежного апвеллинга, а именно то, что прибрежный апвеллинг связан с генерацией и распространением внутренних волн Кельвина, а шельфовые волны ответственны за формирование подводного противотечения. Работа (Yoon, Philander, 1982) более подробно прояснила причины формирования подводного противотечения в случае стратифицированного океана с плоским дном. Однако, более интересный случай наклонного шельфа рассмотрен в последующих работах (Wang, Mooers, 1976; Huthnance, 1978), где рассматривались береговые захваченные волны в стратифицированном океане с термоклином, пересекающим континентальный склон. В дальнейшем была показана тесная взаимосвязь прибрежного апвеллинга и даунвеллинга с генерацией и распространением береговых захваченных волн (Suginohara, 1982; Suginohara, Kitamura, 1984).

В ходе исследований, проводимых по программе CODE (Coastal Ocean Dynamics Experiment) (Beardsley, Lentz, 1987) и CTZ (Coastal Transition Zone) (Brink, Cowles, 1991), была подробно изучена динамика течений апвеллинга вдоль шельфа Калифорнии. С тех пор наблюдения прибрежного апвеллинга проводились в целом ряде регионов (см., например, ссылки в работах (Haynes и др., 1993; de Almeida, 1999)) Все эти наблюдения показывают, что течения апвеллинга проявляют длинноволновую неустойчивость, в результате чего, фронты постоянно генерируют вихри и ответвления (языки). Во многих случаях также фиксировалась и коротковолновая неустойчивость течений апвеллинга. Неустойчивость фронтов апвеллинга исследовалась также аналитически и с помощью численного моделирования (Paldor, 1983; Barth, 1989a, 1989b; McCreary и др., 1991; Barth, 1994; Shi, Roed, 1999; Roed, Shi, 1999; Bouruet-Aubertot, Echevin, 2002). Все исследования сходятся на том, что длинноволновая неустойчивость, в сущности, есть смешанная баротропно-бароклинная. Что касается коротковолновой, то она явно отличается от длинноволновой, однако полного согласия здесь нет. Авторы (Boss и др., 1996) полагают, что неустойчивость является результатом взаимодействия между вихревыми волнами и гравитационными волнами, в то время как другие усматривают зависимость неустойчивости от вертикального сдвига (Barth, 1989а, 1989b) и ее связь с неустойчивостью Кельвина-Гельмгольца (Paldor, Ghil, 1991; Barth, 1994).

В данной работе подробно изучен вопрос формирования прибрежного апвел-линга в районе полуострова Эйр, острова Кенгуру и побережья Роб (Южная Австралия), где это явление имеет регулярный сезонный характер, активно проявляясь в летний период и чередуясь с даунвеллингом зимнего периода.

Сезонные колебания. Муссоны

Причиной муссонной циркуляции является отличие теплоемкости континентов и океанов. Это явление аналогично бризовой циркуляции и отличается от нее своими временными и пространственными масштабами. Летом ветра обычно дуют с океана на континент, вызывая при этом многочисленные осадки. Зимой картина противоположная и приводит к тому, что прибрежные районы океана испытывают активное взаимодействие с холодными и сухими континентальными воздушными массами.

Первоначально термин муссон применялся исключительно по отношению к Индии, но в дальнейшем был обобщен на случаи, когда явно проявляются сезонные изменения в характере и направлении ветров. Такие районы присутствуют в Европе, Африке, Австралии, на западном побережье Чили и США. Примерно 65% населения Земли проживает в условиях сезонных муссонов.

В представляемой работе изучалось два муссонных района. Один из них, уже упоминавшийся ранее, расположен в районе Большого австралийского залива, где действие сезонных ветров таково, что во время зимы (южного полушария) формируется ситуация, связанная с прибрежным даунвеллингом, летом же формируется противоположная картина с формированием апвеллинга в районе полуострова Эйр, острова Кенгуру и вблизи побережья Роб- Второй район, представленный к рассмотрению, это залив Петра Великого в Японском море. Показано, что под действием зимних муссонных ветров здесь происходит выхолаживание верхнего слоя с последующей глубокой конвекцией и опусканием плотной воды вдоль материкового склона. В результате этих процессов происходит формирование промежуточных и донных вод Японского моря.

Речной и паводковый сток. Пресные воды. Осадки

Продолжающаяся интенсификация промышленного производства приводит к увеличению количества парниковых газов в атмосфере, что в свою очередь способствует росту количества осадков в высоких широтах и увеличению речного стока (Wu и др., 2005). Прямым следствием этого будет распреснение Северного Ледовитого океана и Северной Атлантики. Возможно, что некоторые проявления этого уже наблюдаются (Dickson и др., 2002; Curry и др., 2003). Будучи местом самой глубокой в мире конвекции, субполярная область Северной Атлантики очень чувствительна к возмущениям содержания распресненной воды (Manabe, Stouffer, 1995). Избыточное поступление распресненной воды из Арктики в Северную Атлантику подавляет атлантическую термохалинную, циркуляцию, что приводит к уменьшению на несколько градусов температуры воздуха над океаном (а, следовательно, и в Европе) и ослабляет океанический перенос тепла на север (Vellinga, Wood, 2004).

В данной работе с помощью численного моделирования удалось воспроизвести структуру экспортируемых арктических вод, важную роль в которой играют воды речного стока. Показано, что их объем и концентрация оказывают влияние на интенсивность термохалинной циркуляции в Северной Атлантике.

Лед

Существует убедительное свидетельство того, что Арктический климат испытывает потепление (см., например, (Dickson, 1999)). Для ледового покрытия океана это проявляется в уменьшении его толщины, площади и сокращении сезонной продолжительности в

1) северном полушарии в период с 1978 по 1995 г. (Johannessen и др., 1996),

2) восточной Арктике, Карском и Баренцевом морях в период с 1979 по 1986 г. (Parkinson, 1992),

3) Восточносибирском море и море Лаптевых в период с 1979 по 1995 r.(Maslanik и др., 1996).

Многие исследования были посвящены изменению толщины льда. В работе (McLaren, 1989) изучалось тысячекилометровое сечение, полученное в течение двух летних круизов - 1958 и 1970 гг., где было обнаружено среднее уменьшение толщины на 0.2 м в Трансполярном дрейфе и Евразийском бассейне и уменьшение на 0.7 м в Канадском бассейне. Об уменьшении толщины с 1976 по 1987 гг на 0.8 м между проливом Фрама и полюсом и на 2.2 м к северу от Гренландии сообщалось также в работах (Wadhams, 1990, 1992). Однако в работе (McLaren и др., 1994) среди данных 12-ти круизов на полюс не было обнаружено тренда за 34-летний период. Суммируя некоторые более ранние данные, в (Wadhams, 1994) констатировалось уменьшение в период 1970-х и 1980-х годов на 0.6 м в районе, заключенном между проливом Фрама, Гренландией и северным полюсом. Пересмотрев данные (McLaren и др., 1994), другие исследователи (Shy, Walsh, 1996) также не обнаружили никакого тренда и объяснили его вариации динамическими процессами. Имея в виду, что периоды и места наблюдений отличаются, нелегко выявить сколь-нибудь достоверную картину

В 1990-е годы большое количество данных было получено в ходе реализации программы SCICEX (Scientific Ice Expeditions), где измерения проводились с бортов военных подводных лодок США (Gossett, 1996). Анализ этих данных показывает, что многолетние льды с толщиной от 1 до 3 метров, значительно тоньше, чем предполагалось ранее при проведении оценок (Bourke, McLaren, 1992). В работе (Rothrock и др., 1999) в результате сравнения данных подводных круизов с 1993 по 1997 гг. с аналогичными данными, полученными между 1958 и 1976 гг., выявлено, что средняя толщина льда в конце периода его таяния уменьшилась на 1.3 м в большей части глубоководного бассейна Северного Ледовитого океана: с 3.1 м в 1958-1976 гг. до 1.8 м в 1990-х годах. Уменьшение толщины проявляется в большей степени в центральных и восточных районах Арктики и в меньшей в море Бофорта и в Чукотском море.

Аналогичная картина возникает при анализе суммарной площади, покрытой льдом (Serreze и др., 2003). Площадь поверхности океана, покрытая льдом не менее чем на 15%, составляла в сентябре 1978 года 6.10 млн. км2. Во время потепления в 1990 году эта площадь сократилась до 5.51 млн. км2, после чего имел место некоторый рост, так что в сентябре 1998 г. площадь составила 5.98 млн. км2. Однако в 2002 году произошло еще большее сокращение до 5.26 млн. км2. Что касается самой площади ледяной поверхности, то, согласно (Serreze и др., 2003), имело место ее сокращение с 4 36 млн км2 в сентябре 1987 года до 3 63 млн. км2 в сентябре 2002.

Исследование чувствительности ледового покрова к внешним параметрам на основе численного моделирования показало (Fischer, Lemke, 1994), что наибольшее влияние на него оказывают приповерхностные значения температуры воздуха и поля ветра. Остальные параметры менее значимы по сравнению с этими двумя. Из наблюдений известно, что температура воздуха за последнее столетие увеличилась на полградуса (Chapman, Walsh, 1993; Jones, 1994), а в работе (Walsh и др., 1996) описывается уменьшение давления на уровне моря, имевшее место в центральной Арктике в течение последних десятилетий, из-за чего поле ветра в Арктике изменялось в сторону преобладания циклонической циркуляции.

Представляемые исследования подтвердили взаимосвязь между характером дрейфа льда и индексом Североатлантической циркуляции атмосферы. Кроме того, на основе результатов моделирования удалось установить наиболее активные районы формирования ветровой полыньи в районе Баренцева и Карского морей.

Региональные исследования

Для более подробного изучения целого ряда физических механизмов, проявляющих себя на шельфе и в окраинных морях, в данной работе предлагается рассмотреть три региона. Первый регион - Японское море - отличает концентрация многих черт, присущих циркуляции глобального океана, в рамках небольшого почти замкнутого бассейна. Здесь под влиянием активного зимнего муссона происходят процессы, интересные с точки зрения формирования промежуточных и донных вод. Второй регион - побережье Южной Австралии и Большой австралийский залив - также подвержен активному муссонному влиянию, но проявляет он себя несколько иначе, а именно: формирует сезонное чередование структур апвеллинга и даунвеллинга. Динамика осложняется присутствием глобального свердруповского переноса, несущего свои водные массы в направлении, перпендикулярном к линии границы шельфа. Требуется также учитывать влияние береговых захваченных волн и приливов в развитии шельфовой динамики. Третий регион - арктический шельф -представляет собой соединение всех известных шельфовых особенностей в сочетании с особенностями формирования и таяния льда, его динамикой, чрезвычайной шириной шельфа, богатым речным стоком, активной ролью вторгающихся водных масс из Северной Атлантики и Берингова моря.

Японское море

Схема циркуляции Японского моря воспроизводит основные черты глобальной циркуляции океанов, следующие из решения Стоммела-Манка и реализованные в виде уменьшенной копии в рамках бассейна Японского моря (Ш^ап, Ниг1Ьиг1;, 2000). Эта циркуляция состоит из совокупности антициклонического субтропического круговорота и циклонического субполярного круговорота, разделенных между собой субполярным фронтом. В западной части бассейна формируются узкие и интенсивные пограничные течения: Восточнокорей-ское и Северокорейское течения. Кроме того, картина дополняется чертами ветровой и термохалинной циркуляции, глубокой конвекции и повышенной мезомасштабной вихревой активностью.

Влияние Тихого океана осуществляется посредством Цусимского течения, являющимся ответвлением Куросио, проникающим в Японское море через узкий и мелкий (с глубиной не более 200 м) Корейский пролив. Через Сангарский пролив и пролив Лаперуза происходит отток вод Японского моря в северную часть Тихого океана и в Охотское море. Глубина этих проливов также невелика.

Цусимское течение формируется в Восточнокитайском море и поставляет теплые воды повышенного солесодержания. Согласно имеющимся представлениям, Цусимское течение разветвляется на несколько частей сразу же после проникновения в Японское море. Обычно рассматриваются три доминирующие ветви (Уооп, 1982): вдольбереговая, расположенная вдоль побережья Японии, Восточнокорейское течение, являющееся западным пограничным течением субтропического круговорота, и промежуточная ветвь, располагающаяся в промежутке между вдольбереговым течением и течением субполярного фронта.

Западное пограничное течение субполярного круговорота состоит из холодного Лиман-ского течения и его продолжения - Северокорейского течения. Оба разнонаправленных пограничных течения, Восточнокорейское и Северокорейское, приходят в контакт на широте около 38-40° с. ш. , к западу от 132° в. д. Поэтому вся северо-западная часть Японского моря, как место смешения двух разнородных водных масс, отмечается как место повышенной вихревой активности. Характерный масштаб образующихся вихрей составляет 35-80 км (Nikitin, Dyakov, 2000).

Таким образом, теплые воды повышенной солености Цусимского течения составляют основу течения субполярного фронта и вместе с ним достигают восточной части Японского моря, где часть из них проникает через Сангарский пролив обратно в Тихий океан, а другая часть устремляется на север в сторону пролива Лаперуза, тем самым вовлекаясь в ячейку северного субполярного круговорота. Согласно (Aubrey и др., 2000), именно в результате охлаждения этих вод на всем пути от берегов Хоккайдо до северо-западной части Японского моря формируются глубокие воды.

Сезонный и главный термоклины Японского моря располагаются на небольших глубинах и наибольшая часть Японского моря состоит из почти однородной водной массы с температурой ниже 1°С, известной как JSPW (Japan Sea Proper Water). В серии работ (Sudo, 1986; Senjyu, Sudo, 1993) на основе анализа вертикальных профилей потенциальной температуры и концентрации кислорода в районе бассейна Улунг была зафиксирована некоторая неоднородность в слое 200-400 м с повышенным содержанием кислорода, что указывает на то, что эти воды сформировались сравнительно недавно из слоев расположенных на поверхности. Эти воды получили название промежуточных вод Японского моря. Их отличает пониженное содержание соли (<34.06%>)- Сильный термоклин, расположенный на глубине около 200 м, является границей, разделяющей промежуточные воды и поверхностные цусимские воды (Kim, Seung, 1999; Kim, Kim, 1999).

В качестве зоны формирования глубинных и промежуточных вод Японского моря выделяется район в окрестности залива Петра Великого (Владивосток). Среди факторов, способствующих этому, выступают, с одной стороны, поступление соленых цусимских вод, вовлеченных в северную ячейку круговорота в восточных районах Японского моря, а с другой, влияние мощного сезонного муссона, наиболее активного в зимний период, когда сильный континентальный ветер устремляется в район Японского моря через узкий орографический проход в районе Владивостока. Согласно (Zuenko, 2000), в течение всего года здесь доминируют ветра северного и северо-западного направления (63% зимних ветров) или южного и юго-восточного (68% летних ветров), то есть направленные перпендикулярно к береговой линии. Амплитуда зимних ветров при этом, в среднем, на порядок превосходит летние значения (Na, Seo, 1998).

Шельф южной Австралии

Ветра в районе Южной Австралии, в основном, дуют вдоль побережья и могут вызывать сильный апвеллинг вблизи острова Кенгуру, на западном побережье полуострова Эйр и в районе города Роб (Schahinger, 1987; Griffin и др., 1997). В действительности, этот район один из немногих вдоль побережья Австралии, где поверхностное проявление апвеллинга наблюдается регулярно. Вдольбереговая компонента трения ветра, способствующая ап-веллингу, может быть достаточно большой с экстремальными месячными значениями до 0.15 - 0.2 Па в период с января по март. Тем не менее, как отмечено в работе (Griffin и др., 1997), апвеллинг у западного берега полуострова Эйр может иметь место даже в тех случаях, когда местные ветра не способствуют его появлению.

Средне-летнее напряжение трения ветра также оказывается способствующим апвел-лингу, однако его величина составляет лишь 0.05 Па или около J от эпизодических значений напряжения, упомянутых выше. Эти ветра способствуют также понижению уро-венной поверхности у берегов, что, в свою очередь, вследствие геострофики должно возбуждать западное прибрежное течение. Имеющихся измерений скорости течения очень мало, тем не менее, те из них, которые проводились в районе заливов (зал. Сент-Винсент и зал. Спенсер) и близ города Роба (рассмотрено далее), действительно указывают на существование среднего северо-западного потока вблизи берега и противоположного юго-восточного потока, несколько далее от берега на границе шельфа. Средние скорости течения, как правило, малы (менее 10 см/с) и сосуществуют в районе шельфа с ярко выраженным проявлением береговых захваченных волн (БЗВ), амплитуда которых достигает 25 см/с. Согласно (Schahinger, 1987; Evans, Middleton, 1998), они возникают вследствие 10-дневной синоптической изменчивости.

Далее от берега, течение снова меняет направление, перенося воды с востока на запад. Это течение Флиндерса (Bye, 1972, 1983). Исследование этого течения (Middleton, Cirano, 2002) показало, что оно возникает вследствие экваториально-направленного свердрупов-ского переноса в Южном океане. Достигнув континентального склона южного шельфа Австралии, он отражается в западном направлении, так что антициклоническая завихре-ность может диссипировать в придонном погранслое, с неизбежностью претерпевающего апвеллинг. По аналогии с западными пограничными течениями, возникающее течение можно назвать северным пограничным течением с центральным ядром, совпадающим с постоянно смещенным вверх под действием апвеллинга термоклином (глубина 600 м) и соседствующим с континентальным склоном. Наличие апвеллинга, связанного с течением Флиндерса, обнаруживается, например, в данных Левитуса и Боера (Levitus, Boyer, 1994), а также в Атласе региональных морей CSIRO (далее CARS) (Dunn и др., 2000). Последние будут в дальнейшем использоваться для подтверждения его существования в предположении, что уровень отсутствия движения расположен на глубине 2000 дбар.

Существующее на западе региона течение Люина (Leeuwin) в течение летнего периода обычно теряется (Church и др., 1989) и поэтому не оказывает заметного влияния на циркуляцию и гидрологию Большого Австралийского залива (Herzfeld, Tomczak, 1997). В работе (Herzfeld, Tomczak, 1999) шельфовая циркуляция в заливе подвергалась систематичному изучению с помощью численной модели с идеализированной топографией, стратификацией и полем ветра. Несмотря на идеализацию, удалось показать, что в течение лета в заливе должен формироваться антициклонический круговорот. Динамика этого круговорота определяется свердруповским переносом в южном направлении, формируется вследствие завихренности поля ветрового трения при наличии широкого наклонного шельфа внутри залива. Этот перенос компенсируется неизбежным возвратным движением вдоль западного побережья полуострова Эйр, так что в результате завихренность, полученная внутри залива, диссипирует. Эти авторы также предположили, что апвеллинг близ полу-.острова Эйр может быть вызван экмановским переносом в направлении к берегу внутри придонного погранслоя, а не внутренними движениями, связанными^ с вынужденным ветром апвеллингом. В их выводах мы убедимся далее в диссертации.

Летняя циркуляция в заливе Спенсер не так хорошо известна. Превышение испарения над осадками имеет место круглый год, что приводит к формированию чрезвычайно солёной воды в заливе (более Зб^0/,»). В работе (Nunes Vaz и др., 1990) сделано предположение, что во время летнего прогрева в устье залива формируется лёгкая вода (минимум плотности) и вследствие этого происходит лишь небольшой обмен вод между заливом и шельфом. Этот факт является положительным для нас, так как исследование формирования такого типа вод в заливе лежит за пределами наших интересов.

Как ранее отмечалось, изменчивость БЗВ в регионе велика (25 см/с) и вторжение ветров с напряжением до 0.2 Па, способствующих апвеллингу, не является редкостью в летнее время. Течения, вызванные средне-летним ветровым трением величины 0.05 Па или менее, как окажется, малы (~5 см/с) по сравнению со скоростями БЗВ. Действительно, изучение данных альтиметра для данного региона свидетельствует о том, что среднеквадратичная изменчивость БЗВ достаточно велика и мешает наблюдению более долгопериодного сигнала среднего возвышения уровенной поверхности. Поэтому такие данные не в состоянии помочь нам в дальнейшем в оценке справедливости модельных результатов. Тем не менее, "средние" результаты, полученные далее, представляют интерес, так как предсказанные поля течений способны переносить плотность на расстояния до нескольких сотен километров за модельное время (сезон: 3 месяца). Кроме того, сезонный апвеллинг будет формировать фон для любого эпизодического апвеллинга, и результаты также позволят нам оценить взаимодействие течения Флиндерса с течениями на шельфе и склоне.

Арктика и ее шельф

Структура вод Северного Ледовитого океана определяется двумя притоками разнородных водных масс: со стороны Северной Атлантики и со стороны Тихого океана через узкий

Берингов пролив. Кроме того, имеет место мощный речной сток, где наиболее важную роль играют сибирские реки: Обь, Енисей и Лена.

Поток воды через Берингов пролив из Тихого океана в Северный Ледовитый океан важен как с региональной, так и с глобальной точек зрения. Его непосредственному влиянию подвержена гидрология Чукотского моря, а в более общем плане - стратификация Северного Ледовитого океана, глобальный круговорот пресной воды и, наконец, стабильность меридиональной циркуляции Атлантического океана. Оценки показывают (Aagaard, Car-mack, 1989), что поток пресной воды через Берингов пролив составляет 1670 км3 в год (относительно величины солености 34.8%,), если считать, что среднегодовой расход равен 0.8 Св, а соленость втекающей воды равна 32.5°/аэ- Это составляет треть всей пресной воды, поступающей в Арктику. Однако более детальные исследования (Woodgate и др., 2005) показывают, что дополнительно около 800 км3 в год пресной воды поставляется прибрежным Аляскинским течением, за счет сезонных вариаций стратификации и переноса льда. Сама же величина расхода через Берингов пролив, составляя в среднем за год около 0.8 Св, имеет значительные межнедельные вариации от -2 до 3 Св, и изменяется сезонно от 0.3 до 1.3 Св. Температура меняется от -1.8 до 8°С, а соленость от 31 до 34.5%,(Roach и др., 1995). Величину среднего расхода обычно связывают с разностью давлений между Тихим океаном и Арктикой (Coachman, Aagaard, 1966), а изменчивость коррелирует с локальными ветрами, которые, на самом деле, в среднем противодействуют глобальному перепаду давлений (Woodgate, Aagaard, 2005).

Атлантическая вода издавна находится в фокусе исследований Арктического бассейна. Еще в 1902 году Нансеном была предложена схема притока атлантических вод в Северный Ледовитый океан и их дальнейшей циркуляции в Арктическом бассейне. В конце прошлого столетия этот вопрос многократно анализировался и обсуждался многими авторами, в том числе (Тимофеев, 1960; Coachman, 1969; Lewis, 1982; Aagaard, 1982). В частности, в работе (Тимофеев, 1960) впервые была представлена картина циркуляции атлантических вод, выдвинутая на основе их термических свойств. Согласно этой картине атлантические воды образуют гигантский циклонический круговорот с центром, расположенным между северным полюсом и проливом Фрама. В течение многих лет эта схема подвергалась уточнениям в последующем ряде работ (Coachman, 1969; Трешников, Баранов, 1972; Никифоров, Шпайхер, 1980).

Атлантическая вода поступает в Арктику из Норвежского моря в виде двух потоков: через Баренцево море и через пролив Фрама (Западно-Шпицбергенское течение). Воды, поступающие через Баренцево море, довольно быстро теряют свое тепло благодаря интенсивному теплообмену с атмосферой при условии, что значительная часть этого моря не скрыта подо льдом, а само море не глубоко, средняя глубина около 300 м. Воды, поступающие через пролив Фрама, перемешиваются с холодными и распресненными водами Арктики и заглубляются до уровня, соответствующего их плотности, т. е. до глубины около 500 м, и распространяются далее на восток вдоль границы шельфовой зоны. Эти атлантические воды являются основным источником тепла для всей Арктики (Aagaard, Greisman, 1975). Обе ветви атлантических вод снова пересекаются в районе желоба Св. Анны и продолжают свое движение далее на восток вдоль шельфового склона. Согласно схеме, построенной на основе инструментальных измерений (Rudels и др., 1994), во время их дальнейшего движения происходит формирование циклонических круговоротов в бассейнах Амундсена и Нансена и в Канадском бассейне. Численное моделирование распространения атлантических вод предпринималось с использованием целого ряда моделей (Häkkinen, Mellor, 1992; Holland и др., 1996; Nazarenko и др., 1998; Zhang и др., 1998; Yakovlev, 1998; Karcher, Oberhuber, 2002; Karcher и др., 2003). Однако, как отмечалось в (Proshutinsky и др., 2005), ряд моделей демонстрирует циклоническую циркуляцию этих вод, тогда как другие циркуляцию противоположного направления. Вшашей работе (Gol-ubeva, Platov, 2007) показано, что различного характера поведения циркуляции в Арктическом бассейне можно достичь посредством вариации горизонтальной вязкости модели и с помощью применения параметризации топографических вихрей Neptune (Nazarenko и др., 1998). В работе (Yang, 2005) отмечается определяющая роль завихренности втекающих и истекающих потоков через проливы соединяющие Арктику с другими океанами.

Однако глубинные воды Северного Ледовитого океана не являются продуктом перемешивания указанных типов вод, так как их температура соотвествует температуре поверхностных вод, находящихся под влиянием атмосферных процессов и процессов связанных с формированием и таянием льдов, а соленость соотвествует солености атлантических вод. Как уже отмечалось ранее, для того чтобы поддерживать такую структуру арктического халоклина, согласно оценкам, сделанным в работе (Aagaard и др., 1981), необходимо формирование около 1-2 Св воды с температурой, близкой к температуре замерзания, и с соленостью S =34.75%,. Это возможно благодаря трем механизмам.

Первый связан с боковой адвекцией холодной и более соленой воды, сформированной на континентальном шельфе в результате сезонного льдообразования. Наилучшее соответствие между наблюдаемыми и модельными T-S профилями, согласно (Björk, 1989, 1990), достигается при наличии шельфового стока таких вод с интенсивностью 1.2 Св. В работе (Cavalieri, Martin, 1994) оценивалась величина вклада в поддержание халоклина от полыней Аляски, Сибирского и Канадского шельфов. Оценки их размеров и интенсивности производства льда проводились на основе снимков из космоса. В целом, авторы подтверждают формирование 0.7-1.2 Св воды с соленостью 32.85%,.

Второй механизм пополнения вод арктического халоклина реализуется в результате выхолаживания и опреснения атлантической воды сразу же после ее проникновения в Арктический океан. Согласно приближенным оценкам (Steele и др., 1995), проведенным по наблюдениям в Баренцевом море, здесь производится около 30-50% халоклинной воды.

Третий механизм заключается в прямом проникновении глубинных вод Норвежского моря через пролив Фрама.

Среди этих трех механизмов наибольший вклад вносит первый, а наименьший третий

Jones и др., 1995). Согласно (Rudels и др., 1996), халоклинная вода может также формироваться в Евразийском бассейне в результате атмосферного выхолаживания атлантических вод и их опреснения в ходе таяния льдов при одновременном конвективном перемешивании до глубины около 100 м.

Наиболее значимым среди перечисленных механизмов является ветровая полынья. Даже во время экстремально холодной зимы в Северном Ледовитом океане могут образовываться полыньи - пространства, свободные ото льда. Их образование может быть вызвано сильным ветром, который отгоняет льдины от берега (Pease, Salo, 1987), или апвеллингом теплой воды, приводящим к тому, что старый лед тает, а новый* не успевает сформироваться (Schneider, Budeus, 1995). Полынья, образованная* ветром, является источником значительного поступления тепла из океана в атмосферу, в результате чего на открытой поверхности образуется много шуги. Под действием ветра шуга переносится к границе полыньи, где скапливается в больших количествах, образуя, так называемое, «ледяное сало». В дальнейшем происходит его трансформация в консолидированный лед.

Формирование холодных вод с повышенной соленостью, вызванное чрезмерными потерями тепла и льдообразованием в полыньях на шельфе Арктики, являлось предметом изучения в целом ряде работ (Cavalieri, Martin, 1994; Schneider, Budeus, 1995; Chapman, 1999, 2000; Winsor, Björk, 2000). Считается, что эти воды вносят свой вклад в поддержание структуры арктического халоклина (Aagaard и др., 1981), слоя с температурой близкой к температуре замерзания и с возрастающей с глубиной соленостью.

В сравнении с другими районами Арктического шельфа, Баренцево море достаточно глубоко (около 300 м) и имеет слабый речной приток. Основной приток составляют атлантические воды с повышенной соленостью, поставляемые Норвежским течением. Таким образом, Баренцево море наиболее пригодно для формирования здесь плотной придонной воды. Так, например, море Лаптевых или Восточносибирское море имеют значительный речной приток и менее глубокие (Midttun, 1985; Aagaard и др., 1981). Тем не менее, поскольку Баренцево море представляет собой достаточно широкий шельф, места формирования плотных придонных вод могут быть расположены на большом удалении от края шельфа (Blindheim, 1989) и поэтому ядро плотной воды по мере своего движения к краю шельфа будет включать в себя все большее и большее количество более легкой окружающей воды. Начальные свойства этого ядра, степень его удаления от края шельфа и количество и свойства вод, вовлекаемых внутрь ядра во время его перемещения, определяют, в коночном счете, до какой глубины способно это ядро погрузиться в центральной части Арктики.

Данные наблюдений и их использование в моделировании

Современные исследования динамики океана и его акваторий немыслимо без использования данных инструментальных и спутниковых измерений. Массивы таких данных постоянно растут и все больше и больше из них становятся открытыми для широкого использования в научных исследованиях. Результаты анализа таких данных всегда вызывают живой интерес и служат источником многих теоретических построений. В представляемой работе этому вопросу уделяется повышенное внимание. По сути, результаты, полученные в ходе представляемых численных вычислений для Японского моря, во многом проявили себя уже на этапе предварительного анализа полей данных среднемесячных распределений температуры и солености в этом регионе.

Использование данных для сравнения получаемых с помощью численных моделей результатов с результатами анализа измерений или верификация модели, все более отходит на второй план и заменяется прямым использованием данных в процессе самого моделирования.

Восстановление значений метеорологических либо гидрологических полей в некоторой области по данным измерений в заданном нерегулярном множестве точек принято называть численным анализом данных измерений. В настоящее время наиболее популярным методом численного анализа данных измерений является метод оптимальной интерполяции. Метод оптимальной интерполяции является статистическим и состоит в минимизации средней по множеству реализаций ошибки анализа (Гандин, 1963). Развитие методов численного анализа и появление большого количества разнородных данных наблюдений, в том числе спутниковых, привело к постановке задачи восстановления пространственно-временного распределения метеорологических и гидрологических полей. При этом принято считать, что изменение геофизических полей во времени описывается с помощью математической модели, а задачу восстановления пространственно-временного распределения геофизических полей называют задачей усвоения данных измерений с помощью математической модели.

Наиболее простой способ учета данных измерений в ходе численного моделирования -это введение дополнительных релаксационных слагаемых в уравнения модели, обеспечивающих асимптотическое стремление моделируемых полей к получаемым натурным данным в случае отсутствия других источников. В литературе этот метод усвоения данных получил название nudging (см., например, (Anderson и др., 1996)). Именно этот подход будет использоваться в представляемой работе в ходе дальнейших численных экспериментов. Основная причина такого выбора состоит исключительно в простоте реализации и малости вычислительных затрат.

Более перспективной в настоящий момент является система усвоения данных, представляющая собой цикл прогноз-анализ (Ghil, Malanotte-Rizzolli, 1991). В этой системе прогноз по математической модели берется в качестве первого приближения для численного анализа, т. е. интерполируются в узлы регулярной сетки не абсолютные значения полей, а их отклонения от некоторого поля, называемого первым приближением (Климова, Ривин, 1996).

В последнее время такие системы усвоения, основанные на цикле прогноз-анализ, совершенствуются с привлечением общей вариационной постановки задачи и использованием сопряженной модели для минимизации соответствующего функционала, на основе известных результатов теории оптимального управления (СЫ1, Ма^пойе-ШггоШ, 1991). В то же время в ряде работ рассматривается постановка задачи усвоения данных в терминах теории оценивания с привлечением алгоритма фильтра Калмана (Лаг-тшИ, 1970).

Содержание и структура диссертации

Целями диссертационной работы являются:

1. Изучение процессов, связанных с взаимодействием шельфовой зоны и окраинных морей с открытым океаном, включая формирование промежуточных и придонных вод, волновое взаимодействие, струйные и пограничные течения, глобальный свердрупов-ский перенос.

2 Изучение элементов шельфовой динамики: ветровая циркуляция, струйные течения, апвеллинг и даунвеллинг, береговые захваченные волны, сезонные колебания (муссоны), речной сток, льдообразование и таяние, ветровая полынья.

3. Построение и апробация параметризаций шельфовых процессов для модели крупномасштабной циркуляции океана. Создание региональной модели шельфовой зоны для ее использования в качестве вложенной в крупномасштабную модель океана.

На защиту выносятся:

1. Результаты численного исследования физических механизмов, способствующих формированию промежуточных вод Японского моря и их дальнейшему распространению по акватории, полученные с помощью численной модели циркуляции Японского моря с использованием данных климатического распределения полей температуры и солености СБЕМ.

2. Результаты изучения отклика системы глубокого океана и шельфовой зоны на прохождение береговой захваченной волны вблизи особенностей береговой линии и рельефа дна.

3. Результаты изучения особенностей приливных движений в районе Большого австралийского залива и малых заливов Южной Австралии и их влияния на характер шельфовой циркуляции в этом регионе.

4. Метод коррекции градиентов давления, позволяющий существенно уменьшить ошибки в определении скоростей шельфовых и склоновых течений в сигма-координатных моделях.

5. Результаты исследования механизмов и особенностей средне-летней динамики Большого австралийского залива, формирующейся под воздействием сезонного преобладания ветров, способствующих развитию прибрежного апвеллинга.

6 Новый подход учета распространяющихся вдоль побережья береговых захваченных волн для регионального моделирования шельфовой зоны океана.

7 Метод вытеснения и построенная с его применением система вложенных моделей с использованием крупномасштабной совместной модели океана и льда и региональной модели Баренцева и Карского морей, позволившая получить более детальную картину формирования промежуточных и придонных вод и более подробно описать распространение Атлантических вод вдоль шельфового склона европейского сектора Арктики.

Достоверность и обоснованность результатов

Используемые в ходе проводимых исследований подходы основаны на физических законах динамики и термодинамики жидкости во вращающейся системе. Численное моделирование, являющееся необходимым инструментом в изучении процессов и явлений в окраинных морях и шельфовой зоне, базируется на применении известных методов вычислительной математики в соответствии с требованиями выполнения условий аппроксимации и устойчивости численных алгоритмов

Излагаемые в диссертации результаты находятся в согласии с многочисленными исследованиями, проводимыми в аналогичных областях знания, или являются развитием известных подходов.

Сравнение полученных результатов с данными прямых наблюдений или с результатами анализа таких данных обеспечивает адекватность и достоверность результатов численного моделирования. Для сравнительного анализа использовались следующие наборы данных:

1. Набор данных GDEM (Generalized Digital Environmental Model)

2. Национальные таблицы приливов Австралии (Australian National Tide Tables)

3. Климатические данные Левитуса и Боера и РНС

4. Атлас региональных морей CSIRO (CARS)

5. Данные измерения скорости течения на муринговых платформах А, В, Е, F, G и S южной Австралии 1980-1989 г.

6 Данные возвышения уровенной поверхности и температуры поверхности в австралийских портах - NTF (National Tidal Facility)

7 Данные спутникового альтиметра TOPEX/JASON и ТПО по снимкам AVHRR (ночные и дневные)

Совместная модель циркуляции вод Арктики и Северной Атлантики и льда, разработанная с участием автора диссертации и использованная для исследования окраинных арктических морей, принимает участие в международном проекте сравнения численных моделей океана и льда Арктического бассейна AOMIP (Arctic Ocean Model Intercomparison Project).

Научная новизна

При анализе результатов численного исследования физических механизмов с использованием данных климатического распределения полей температуры и солености, была получена картина формирования и распространения'промежуточных вод Японского моря, состоящая из этапа накопления и опускания до соответствующих глубин вод этого типа в районе залива Петра Великого и этапа распространения этих вод в южном направлении в сторону бассейнов Улунг и Ямато, а также на восток в рамках ячейки северного круговорота.

Для проведения серии экспериментов с береговыми захваченными волнами (БЗВ) создана и апробирована идеализированная модель распространения БЗВ в шельфовой зоне и в примыкающей части открытого океана, позволившая подробно исследовать влияние особенностей топографии шельфа и береговой линии на обменные процессы между шельфом и открытым океаном при прохождении БЗВ. Благодаря разности фазовых скоростей для разных волновых чисел с помощью расщепления волнового пакета по скорости удалось выделить собственные функции БЗВ, соответствующие наиболее быстрой части спектра.

На основе решения уравнения распространения БЗВ предложен способ учета влияния БЗВ, образованной за пределами области моделирования, с помощью задания граничных условий на той части границы области, через которую возможно распространение таких волн. При этом фильтрованная временная изменчивость возвышения уровенной поверхности, полученная в результате наблюдений на береговых станциях, используется для модуляции первой моды БЗВ.

Для улучшения описания шельфовых течений был развит новый подход для вычисления корректора горизонтального градиента давления, применимый для моделей океана с вертикальной координатой, трансформированной в соответствии с топографией дна, основанный на вертикальной интерполяции самого градиента давления, а не плотности, что в случае слоя скачка становится непригодным. Проведенные тестовые эксперименты показали, что разработанный метод дает более надежные результаты по сравнению с некоторыми другими применяемыми методами.

Была создана и апробирована система вложенных моделей с использованием крупномасштабной совместной модели океана и льда и региональной модели Баренцева и Карского морей. Для обеспечения взаимодействия крупномасштабной и региональной модели был предложен подход, основанный на использовании схемы релаксации второго порядка применительно к полям температуры, солености и компонентам горизонтальной'скорости течения.

Для параметризации процесса перемещения плотных придонных вод, образующихся на шельфе Баренцева и Карского морей, в направлении локального наклона дна был предложен к применению метод вытеснения. С помощью этого метода удалось достичь более реалистичной картины формирования промежуточных и придонных вод Северного Ледовитого океана.

Содержание диссертации

Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения, списков используемой литературы, рисунков, таблиц и принятых сокращений. Общий объем составляет 290 страница, включая 124 рисунка и 14 таблиц. Список литературы содержит 273 наименования.

Заключение диссертации по теме «Физика атмосферы и гидросферы», Платов, Геннадий Алексеевич

Основные результаты диссертационной работы могут быть сформулированы в виде следующих четырех пунктов:

1. Впервые с помощью численного моделирования и анализа данных выявлены физические механизмы формирования и пути дальнейшего распространения по всей акватории промежуточных вод Японского моря. Подтверждена гипотеза формирования промежуточных вод в районе залива Петра Великого. Подтверждено образование соленостного пояса вдоль российского побережья.

2. В результате изучения ряда процессов, связанных с динамикой шельфовой зоны, выявлена роль береговых захваченных волн, приливов и градиентных течений в формировании шельфовой циркуляции и в процессе взаимодействия шельфовой зоны с открытым океаном.

3. В ходе численных экспериментов выявлены механизмы и особенности среднелетней динамики Большого австралийского залива, формирующейся под воздействием сезонного преобладания ветров, способствующих развитию прибрежного апвеллинга. Предложен новый подход учета распространяющихся вдоль побережья береговых захваченных волн.

4. Создана и апробирована система вложенных моделей, адаптированная для моделирования арктического шельфа России, включающая крупномасштабную модель северной части Атлантического океана и Северного Ледовитого океана с учетом льда и региональную модель окраинных арктических морей и шельфовой зоны. С помощью системы вложенных моделей с учетом разработанной параметризации перемещения плотных придонных вод вдоль локального наклона дна проведено исследование динамики шельфовой зоны Северного Ледовитого океана в районе Баренцева и Карского морей, выявлены основные механизмы, ответственные за формирование промежуточных и глубинных вод в условиях развивающейся ветровой полыньи

Заключение

Список литературы диссертационного исследования доктор физико-математических наук Платов, Геннадий Алексеевич, 2011 год

1. Булушев, М. Г., А. С. Саркисян, 1996. Энергетика начальной стадии адаптации экваториальных течений. Изв. РАН. Физ. атмос. и океана, 32(5).

2. Бышев, В. И., В. Г. Нейман, 2000. Отклик Баренцева моря на события Эль-Ниньо.

3. Доклады АН, 373(6), 826 829.

4. Гандин, Л. С., 1963. Объективный анализ метеорологичесих полей. Гидрометеоиздат,1. Ленинград.

5. Голубева, Е. Н., Ю. А. Иванов, В. И. Кузин, Г. А. Платов, 1992. Численное моделирование циркуляции Мирового океана с учетом верхнего квазиоднородного слоя. Океанология, 32(3), 295-305.

6. Голубева, Е. П., Г. А. Платов, 2004. Исследование изменчивости системы океан лед

7. Северного Ледовитого океана. География и природные ресурсы, (3), 283 287.

8. Голубева, Е. Н., Г. А. Платов, 2009. Численное моделирование отклика арктическойсистемы океанлед на вариации атмосферной циркуляции 19482007 гг. Изв. АН. Физика атмосферы и океана, 45(1), 145 160.

9. Иванов, В. В., 1976. Водный баланс и водные ресурсы Арктического региона. Труды1. ААНИИ, 323, 4 24.

10. Иванов, Ю. А., В. И. Кузин, Е. Н. Голубева, Г. А. Платов, 1990. Результаты численногоэксперимента по включению верхнего квазиоднородного слоя в модель циркуляции Мирового океана. Препринт 895, Вычислительный центр СО АН СССР, Новосибирск. 23 с.

11. Климова, Е. Г., Г. С. Ривин, 1996. Система усвоения метеоданных для Сибирского региона: численные эксперименты с реальными данными. Метеорология и гидрология, 12, 19 26.

12. Кочергин, В. П., В. И. Климок, В. А. Сухоруков, 1976. Турбулентная модель экмановского слоя в океане. Численные методы механики сплошной среды, 71, 72 84.

13. Кузин, В. И., 1985. Метод конечных элементов в моделировании океанических процессов. ВЦ СО АН СССР, Новосибирск.

14. Кузин, В. И., Н. А. Лаптева, 2004. Моделирование климатического речного стока длясибирского региона. География и природные ресурсы, 199 203.

15. Кузин В. И., Е. Н, Голубева, Г. А. Платов, 2006. Моделирование гидрофизическиххарактеристик системы Северный Ледовитый океан Северная Атлантика. Коллективная монография Фундаментальные исследования океанов и морей том I. Наука, Москва.

16. Кузин В. И., В. Н. Крупчатников, А. А. Фоменко, Е. Н. Голубева, Ю. В. Мартынова, Г. А. Платов, 2009. Исследование динамики климатической системы Северной Евразии и Арктического бассейна. Сиб. журн. вычисл. матем., 12(3), 289 295.

17. Майсек, Л. А., X. ЛеБлон, 1981. Волны в океане. Мир, Москва.

18. Марчук, Г. И., 1974. Численное решение задач динамики атмосферы и океана. Гидрометеоиздат, Ленинград.

19. Марчук, Г. И., А. С. Саркисян, 1988. Математическое моделирование циркуляцииокеана. "Наука", Москва.

20. Никифоров, Е. Г., А. О. Шпайхер, 1980. Закономерности формирования крупномасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледовитого океана. Ги-дрометеоиздат, Ленинград.

21. Новотрясов, В. В., 2006. Нелинейные внутренние волны прибрежной зоны океана. ТОЙ

22. ДВО РАН, Владивосток. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора ф.-м. наук.

23. Пененко В. В., 1981. Методы численного моделирования атмосферных процессов.

24. Гидрометеоиздат, Ленинград.

25. Саркисян, А С., 1969. О недостатках баротропных моделей океанической циркуляции.

26. Изв. АН СССР. Физ. атмос. и океана, 5(8).

27. Саркисян, А. С., В. Ф. Иванов, 1971. Совместный эффект бароклинности и рельефадна, как важный фактор в динамике морских течений. Изв. АН СССР. Физ. атмос. и океана, 10(12), 173 188.

28. Саркисян, А. С., 1991. Моделирование динамики океана. Гидрометеоиздат, Санкт1. Петербург.

29. Саркисян, А. С., 1996. О некоторых итогах и проблемах моделирования океана. Океанология, 36(5), 647 658.

30. Тимофеев, В. Т., 1960. Водные массы Арктического бассейна. Гидрометеоиздат,1. Ленинград.

31. Трешников, А. Ф., Г. И. Баранов, 1972. Циркуляция вод Арктического бассейна.

32. Гидрометеоиздат, Ленинград.

33. Якунин, Л. П., 1975. К обоснованию пропуска вод р. Амур по новому руслу. Тр.

34. Далъневост. науч.-исслед. гидрометеорол. ин-та, вып. 55, 61 65.

35. Aagaard, К., 1968. Temperature variations in the Greenland Sea deep-water. Deep-Sea1. Res., 15A, 281 296.

36. Aagaard, K., 1982. Inflow from the Atlantic Ocean in the Polar Basin. In Rey, L. (Ed.),

37. The Arctic Ocean. The Hydrographic Environment and Fate of Pollutant, pp. 69-81. UK: Unwin Brothers Ltd.

38. Aagaard, K., E. C. Carmack, 1989. The role of sea ice and other fresh water in the Arcticcirculation. J. Geophys. Res., 94, 14485 14498.

39. Aagaard, K., L. K. Coachman, E. Carmack, 1981. On the halocline of Arctic Ocean.

40. Deep-Sea Res., 28A, 529 545.

41. Aagaard, K., P. Greisman, 1975. Towards new mass and heat budgets for the Arcticcirculation. J. Geophys. Res., 80, 3821 3827.

42. Allen, J. S., 1980. Models of wind-driven currents on the continental shelf. Annu. Rev.

43. Fluid Mech., 12, 389 433. Annual Reviews, Inc.

44. Allen, S. E., 2000. On subinertial flow in submarine canyons: Effect of geometry. J. Geophys.1. Res., 105(Cl), 1285 1297.

45. Anderson, D. L. T., J. Sheinbaum, K. Haines, 1996. Data assimilation in ocean models.

46. Reports on Progress in Physics, 59, 1209 1266.

47. ANTT, 1992. Australian National Tide Tables: Australia, Papua and New Guinea. The1. Hydrographer, Canberra.

48. Atkinson, L. P., L: J. Pietrafesa, E. E. Hoffmann, 1982. An evaluation of nutrient sourcesto onslow bay, north Carolina. J. Mar. Res., 40, 679 699.

49. Aubrey, D. G., M. A. Danchenkov, S. C. Riser, 2000. Belt of salt water in the northwestern japan sea. In Proceedings of CREAMS 2000 International Symposium, pp. 11-20 Vladivostok. Far Eastern Hydrometeorological Institute.

50. Baines, P. G., R. J. Edwards, C. B. Fandry, 1983. Observations of a new baroclinic currentalong the western continental slope of Bass Strait. Aust. J. Mar. Freshw. Res., 34, 155157.

51. Baines, P. G., G. Hubbert, S. B. Power, 1991. Fluid transport through Bass Strait. Cont.1. Shelf Res., 11, 269-293.

52. Barth, J. A., 1989a. Stability of a coastal upwelling front. 1. model development and astability theorem. J. Geophys. Res., 94, 10 844 10 856.

53. Barth, J. A., 1989b. Stability of a coastal upwelling front. 2. model results and comparisonwith observations. J. Geophys. Res., 94, 10 844 10 856.

54. Barth, J. A., 1994. Short wavelength instabilities on coastal jets. J. Geophys. Res., 99,16095 16115.

55. Beardsley, R. C., S. J. Lentz, 1987. The coastal ocean dynamics experiment collection: Anintroduction. J. Geophys. Res., 92, 1455 1463.

56. Beckmann, A., R. Doscher, 1997. A method for improved representation of dense waterspreading over topography in geopotential-coordinate models. J. Phys. Oceanogr., 27, 581 591.i

57. Bills, P., J. Noye, 1986. Tides of Spencer Gulf, South Australia. In Noye, J., R. May (Eds.),

58. Computational Techniques and Applications: CTAC-85, pp. 519-531. Elsevier.

59. Bitz, C. M., W. H. Lipscomb, 1999. An energy-conserving thermodynamic sea ice modelfor climate study. J. Geophys. Res., 104(C7), 15669-15678.

60. Bjork, G-, 1989. A one-dimensional time-dependant model for the vertical stratification ofthe upper Arctic Ocean. J. Phys. Oceanogr., 19, 52 67.

61. Bjork, G., 1990. The vertical distribution of nutrients and oxygen 18 in the upper Arctic

62. Ocean. J. Geophys. Res., 95, 16025 16036.

63. Blindheim, J., 1989. Cascading of Barents Sea bottom water into the Norwegian Sea.

64. Rapports et Process-Verbaux Des Reunions, pp. 49 58. Conseil International pour l'Exploration de la Mer 188.

65. Boss, E., N. Paldor, L. Thompson, 1996. Stability of a potential vorticity front from quasigeostrophy to shallow water. J. Fluid Mech., 315, 65 84.

66. Bourke, R., A. McLaren, 1992. Contour mapping of arctic basin ice draft and roughnessparameters. J. Geophys. Res., 97, 17715 17728.

67. Bouruet-Aubertot, P., V. Echevin, 2002. The influence of the coast on the dynamics ofupwelling fronts, part II: Numerical simulations. Dyn. Atmos. Oceans, 36, 175 200.

68. Boyer, D. L., X. Zhang, N. Perenne, 1999. Laboratory observations of rotating, stratifiedflow in the vicinity of a submarine canyon. Dyn. Atmos. Oceans, 31, 47 72.

69. Brink, K. H., T. J. Cowles, 1991. The coastal transition zone program. J. Geophys. Res.,96, 14637 14647.

70. Broecker, W. S., 1991. The great ocean conveyor. Oceanogr., 4(2), 79 89.

71. Brooks, I. H., J. M. Bane, 1978. Gulf stream deflection by a bottom feature off Charleston.1. Science, 201, 1225 1226.

72. Buchwald, V. T., J. K. Adams, 1968. The propagation of continental shelf waves. Proc.

73. Roy. Soc. London, A305, 235 250.

74. Bye, J. A. T., 1972. Ocean circulation south of Australia. In Hayes, D. E. (Ed.), Antarctic

75. Oceanology II: The Ausralian-New Zealand Sector, pp. 95-100. A. G. U. Antarctic Res. Series, Vol. 19.

76. Bye, J. T., 1983. The general circulation in a dissipative basin with longshore wind stresses.

77. J. Phys. Oceanogr., 13, 1553-1563.

78. Campin, J.-M., II. Goosse, 1995. Parameterization of density-driven downsloping flow fora coarse-resolution ocean model in z-cooidinate. Telius, 51A, 412 430.

79. Carmack, E. C., R. W. Macdonald, R. G. Perkin, P. A. McLaughlin, R. J. Pearson, 1995.

80. Evidence for warming of Atlantic water in the southern Canadian Basin of the Arctic Ocean: Results from the Larsen-93 expedition. Geophys. Res. Lett., 22, 1061-1064.

81. Castelao, R. M., J. A. Barth, 2006. The relative importance of wind strength and along-shelfbathymetric variations on the separation of a coastal upwelling jet. J. Phys. Oceanogr., 36, 412 425.

82. Cavalieri, D. J., S. Martin, 1994. The contribution of Alaskan, Siberian and Canadiancoastal polynyas to the cold halocline layer of the Arctic Ocean. J. Geophys. Res., 99, 18343 18362.

83. Chapman, D. C., 1999. Dense water formation beneath a time-dependent coastal polynya.

84. J. Phys. Oceanogr., 29, 807 820.

85. Chapman, D. C., 2000. The influence of an alongshelf current on the formation and offshoretransport of dense water from a coastal polynya. J. Geophys. Res., 105(CIO), 24007 -24019.

86. Chapman, D. C., 2002. Deceleration of a finite-width, stratified current over a slopingbottom: Frictional spindown or buoyancy shutdown?. J. Phys. Oceanogr., 32, 336 352.

87. Chapman, D. C., G. Gawarkiewicz, 1995. Offshore transport of dense shelf water in thepresence of a submarine canyon. J. Geophys. Res., 100(C7), 13373 13387.

88. Chapman, D. C., S. J. Lentz, 1997. Adjustment of stratified flow over a sloping bottom. J.

89. Phys. Oceanogr., 27, 340 356.

90. Chapman, D. C., S. J. Lentz, 2005. Acceleration of a stratified current over a slopingbottom, driven by an alongshelf pressure gradient. J. Phys. Oceanogr., 35, 1305 1317.

91. Chapman, W. L., J. E. Walsh, 1993. Recent variations of sea ice and air temperature inhigh latitudes. Bull. Amer. Meteor. Soc., 74(1), 33 47.

92. Chen, X., S. E. Allen, 1996. The influence of canyons on shelf currents: A theoretical study.

93. J. Geophys. Res., 101(C8), 18043 18059.

94. Cherniawsky, J., G, Holloway, 1993. On western boundary current separation in an upperocean general circulation model of the North Pacific. J. Geophys. Res., 98, 22843 22853.

95. Church, J. A., G. R. Cresswell, J. S. Godfrey, 1989. The Leewin current. In Neshyba, S. J.,

96. C. N. K. Mooers, R. L. Smith (Eds.), Poleward Flows Along Eastern Boundaries, pp. 230-254 Washington D. C. A. G. U. Vol. 34 of Coastal and Estuarine Studies.

97. Cirano, M., J. F. Middleton, 2004. Aspects of the mean wintertime circulation along

98. Australia's southern shelves: A numerical study. J. Phys. Oceanogr., under revision.

99. Clarke, A. J., S. V. Goider, 1986. A method for estimating wind-driven frictional, timedependent, stratified shelf and slope water flow. J. Phys. Oceanogr., 16, 1013 1028.

100. Coachman, L. K-, 1969. Physical oceanography in the arctic ocean. Arctic, 15, 251-277.

101. Coachman, L. K., K. Aagaard, 1966. On the water exchange through Bering Strait. Limnol.1. Oceanogr., 11, 44 59.

102. Csanady, G. T., 1978. The arrested topographic wave. J. Phys. Oceanogr., 8, 47 62.

103. Curry, R., B. Dickson, I. Yashayaev, 2003. A change in the freshwater balance of the

104. Atlantic Ocean over the past four decades. Nature, 426, 826 829.

105. Da Silva, A. M., C. C. Young, S. Levitus, 1994. Algorithms and procedures. NOAA atlas

106. NESDIS 6, U. S. Dept. of Commerce, Washington, D. C. Vol. 1 of Atlas of surface marine data.

107. Region Observed from Sea, Land and Space. Ph.D. thesis, University of Wales, Menai Bridge, Gwynedd, United Kingdom.

108. Dewar, W. K., P. D. Killworth, 1990. On the cylinder collapse problem, mixing, and themerger of isolated eddies. J. Phys. Oceanogr., 20; 1563 1575.

109. Dickson, B., 1999. All change in the arctic. Nature, 397, 389 391.

110. Dickson, B., I. Yashayaev, J. Meincke, B. Turrel, S. Dye, J. Holfort, 2002. Rapid fresheningof the deep North Atlantic Ocean over the past four decades. Nature, 416, 832 837.

111. Doscher, R., A. Beckmann, 1999. Effects of a bottom boundary layer parameterization in acoarse-resolution model of the North Atlantic Ocean. J. Atmos. and Oceanic Technology, 17, 698 707.

112. Dunn, J. R., K. R. Ridgeway, J. L. Wilkin, 2000. CARS, a New High-Resolution Climatologyfor Waters Round Australiasia. CSIRO Marine Laboratories, Hobart, Tasmania.

113. Easton, A. K, 1970. The Tides of the Continent of Australia. Horace Lamb Centre for1. Oceanographical Res.

114. Easton, A. K, 1978. A reappraisal of the tides in Spencer Gulf, South Australia. Aust. J.

115. Mar. Freshw. Res., 29, 467-477.

116. Egbert, G. D., A. F. Bennet, M. G. Foreman, 1994. TOPEX/POSEIDON tides estimatedusing a global inverse model. J. Geophys. Res., C99, 24821-24852.

117. Evans, S. R., J. F. Middleton, 1998. A regional model of shelf circulation near Bass Strait.

118. J. Phys. Oceanogr., 28, 1439-1457.

119. Ezer, T., G. L. Mellor, 1992. A numerical study of the variability and the separation ofthe Gulf Stream, induced by surface atmospheric forcing and lateral boundary flows. J. Phys. Oceanogr., 22, 660 682.

120. Fandry, C. B., G. D. Huppert, P. C. Mcintosh, 1985. Comparison of predictions of anumerical model and observations of tides in Bass Strait. Aust. J. Mar. Freshw. Res., 36, 737-752.

121. Fillouxa, J. H., R. L. Snyderb, 1979. A study of tides, setup and bottom friction in a shallowsemi-enclosed basin, part i: Field experiment and harmonic analysis. J. Phys. Oceanogr., 9, 158 169.

122. Flather, R. A., 1988. A numerical investigation of tides and diurnal-period continental shelf waves along Vancouver Island. J. Phys. Oceanogr., 18, 115-139.

123. Fletcher, J. 0., 1970. Polar ice and the global climate machine. Bull, of the Atomic Scientists, 40 47.

124. Fortunato, A. B., A. M. Baptista, 1996. Evaluation of horizontal gradients in sigma-coordinate shallow water models. Atmos.-Ocean, 34(3), 489-514.

125. Gan, J., J. S. Allen, 2002. A modeling study of shelf circulation off northern California inthe region of the coastal ocean dynamics experiment: Response to relaxation of upwelling winds. J. Geophys. Res., 107, 3123. doi:10.1029/ 2000JC000768.

126. Garrett, C., P. MacCready, P. Rhines, 1993. Boundary mixing and arrested ekman layers:

127. Rotating stratified flow near a sloping boundary. Annu. Rev. Fluid Mech., 25, 291 323.

128. Gawarkiewicz, G., 2000. Effect of ambient stratification and shelfbreak topography on offshore transport of dense water on continental shelves. J. Geophys. Res., 105(C2), 3307 3324.

129. Gawarkiewicz, G., D. C. Chapman, 1995. A numerical study of dense water formation and transport on a shallow, sloping continental shelf. J. Geophys. Res., 100(C3), 4489 4507.

130. Ghil, M., P. Malanotte-Rizzolli, 1991. Data assimilation in meteorology and oceanography.

131. Advances in Geophysics, pp. 141 266. Academic Press.

132. Gibbs, C. F., M. Tomczak, A. R. Longmore, 1986. The nutrient regime of Bass Strait.

133. Aust. J. Mar. Freshw. Res., 37, 451-466.

134. Gill, A. E., 1982. Atmosphere-Ocean Dynamics. Academic Press, pp. 662.

135. Gill, A. E., E. H. Schumann, 1974. The generation of long shelf waves by the wind. J. Phys. Oceanogr., 4, 83 90.

136. Goloubeva, E. N., 2001. On the numerical modeling of the World Ocean circulation in the sigma coordinate system. Bulletin of the Novosibirsk Computing Center: Numerical Modeling in Atmosphere, Ocean, and Environment Studies, 7, 1-16.

137. Golubeva, E. N., G. A. Platov, 2007. On improving the simulation of Atlantic water circulation in the Arctic Ocean. J. Geophys. Res., 112. doi: 10.1029/2006JC003734.

138. Gordon, A. L., 1996. Communication between oceans. Nature, 382, 399 400.

139. Goryachkin, Y. N., V. A. Ivanov, E. N. Pelinovsky, 1992. Transformation of internal tidalwaves over the guinean shelf. Physical Oceanography, 4, 309 315.

140. Gossett, J., 1996. Arctic research using nuclear submarines. Sea Technol., 37(3), 33 40.

141. Griffin, D. A., P. A. Thompson, N. J. Bax, R. W. Bradford, G. M. Hallegraeff, 1997. Outbreak and spread of the 1995 Australian pilchard mass mortality no link found with phytoplankton nor ocean conditions. Mar. Freshui. Res., 48, 27-42.

142. Hagemann, S., L. Dumenil, 1998. Hydrological discharge model. Tech. report 17, MPI, Hamburg.

143. Hahn, S. D., 1986. Physical structure of the water of the south Australian continental shelf. Res. rep. 45, Flinders Inst, for Atmos. and Marine Sciences, pp. 284.

144. Haidvogel, D. B., 2005. Cross-shelf exchange driven by oscillatory barotropic currents at an idealized coastal canyon. J. Phys. Oceanogr., 35, 1054 1067.

145. Haidvogel, D. B., A. Beckman, K. Hedstrom, 1991. Dynamical simulation of filament formation and evolution in the coastal transition zone. J. Geophys. Res., C96, 15017 -15040.

146. Hakkinen, S., G. L. Mellor, 1992. Modeling the seasonal variability of the coupled Arcticice-ocean system. J. Geophys. Res., 97, 20,285-20,304.

147. Haney, R. L., 1991. On the pressure gradient force over steep topography in sigma coordinate ocean models. J. Phys. Oceanogr., 21, 610-619.

148. Haynes, R., E. D. Barton, I. Pilling, 1993. Development, persistence, and variability of upwelling filaments off the atlantic coast of the iberian peninsula. J. Geophys. Res., 98, 22681 22692.

149. Hertzfeld, M., 1997. The annual cycle of sea-surface temperature in the Great Australian

150. Bight. Prog. Oceanogr., 39, 1 27.

151. Herzfeld, M., M. Tomczak, 1997. Numerical modelling of sea surface temperature and circulation in the Great Australin Bight. Prog. Oceanogr., 39, 29-78.

152. Herzfeld, M., M. Tomczak, 1999. Bottom driven upwelling generated by eastern intensification in closed and semi-closed basins. Mar. Freshw. Res., 50, 613-627.s

153. Hibler, W. D., 1979. A dynamic thermodynamic sea ice model. J. Phys. Oceanogr., 9(4),815.846.

154. Hoffmann, E. E., L. J. Pietrafesa, J. M. Klinck, L. P. Atkinson, 1980. A time-dependentmodel of nutrient distribution in continental shelf waters. Ecol. ModelL, 10, 193 214.

155. Hogan, P. J., H. E. Hurlburt, 2005. Sensitivity of simulated circulation dynamics-to thechoice of surface wind forcing in the Japan/East Sea. Deep-Sea Res., 52, 1464 1489.

156. Hogan, P. J., H. E. Hurlburt, 2000. Impact of upper ocean-topographical coupling and isopycnal outcropping in Japan/East Sea models with 1/8° to 1/64° resolution. J. Phys. Oceanogr., 30(10), 2535-2561.

157. Holland, D. M., L. A. Mysak, J. M. Oberhuber, 1996. An investigation of the general circulation of the Arctic Ocean using an isopycnal model. Tellus, 48, 138-157.

158. Holland, W. R., P. Malanotte-Rizzoli, 1989. Assimilation of altimeter data into an oceancirculation model: Space versus time resolution studies. J. Phys. Oceanogr., 19, 15071534.

159. Holloway, G., T. Sou, M. Eby, 1995. Dynamics of circulation of the Japan Sea. J. Mar.1. Res., 53, 539-569.

160. Holthuijsen, L. H., H. L. Tolman, 1991. Effects of the gulf stream on ocean waves. J.

161. Geophys. Res., 96, 12755 12771.

162. Hunke, E. C., J. K. Dukowicz, 1997. An elastic-viscous-plastic model for ice dynamics. J.

163. Phys. Oceanogr., 27(9), 1849-1867.

164. Hurrell, J. W., 1995. Decadal trends in the North Atlantic Oscilation: Regional temperatures and precipitation. Science, 269,.676 679.

165. Hutchinson, P. A., 1988. The physical characteristics of ter-tiurnal shelf resonance alongthe eastern Great Australian Bight. Res. report No. 51, Flinders University of South Australia.

166. Huthnance, J. M., 1978. On coastal trapped waves: Analysis and numerical calculationby inverse iteration. J. Phys. Oceanogr8, 74 92.

167. Isobe, A., 1994. Seasonal variability of the barotropic and baroclinic motion in the Tsushima-Korea Strait. J. Oceanogr., 50, 223-238.

168. Ivanov, V. V., P. N. Golovin, 2007. Observations and modeling of dense water cascading from the northwestern Laptev Sea shelf. J. Geophys. Res., 112,(C09003) doi:10.1029/2006JC003882.

169. Ivanov, V. V., G. I. Shapiro, J. M. Huthnance, D. L. Aleynik, P. N. Golovin, 2004. Cascadesof dense water around the world ocean. Prog. Oceanogr., 60, 47-98.

170. Jacobs, G. A., P. J. Hogan, K. R. Wliitmer, 1999. Effects of eddy variability on the circulation of the Japan/East Sea. J. Oceanogr., 55(2), 247 256.

171. Jazwinski, A. H., 1970. Stochastic Processes and Filtering Theory. Academic Press, New1. York.

172. Jensen, T. G., 1998. Open boundary conditions in stratified ocean models. J. Mar. Syst,,16, 297-322.

173. Jiang, L., R. W. Garwood, 1995. A numerical study of three-dimensional dense bottom plumes on a Southern Ocean continental slope. J. Geophys. Res., 100(C9), 18471 -18488. .N

174. Johannessen, O., M. Miles, E. Bjorgo, 1996. Global sea-ice monitoring from microwave satellites. In Proc. 1996 IGARSS, pp. 932 934.

175. Jones, E. P., B. Rudels, L. G. Anderson, 1995. Deep water of the Arctic Ocean: Originand circulation. Deep-Sea Res., 42, 737 760.

176. Jones, P. D., 1994. Hemispheric surface air temperature variations: A reanalysis and anupdate to 1993. J. Climate, 7, 1794 1802.

177. Josey, S. A., E. C. Kent, D. Oakley, P. K. Taylor, 1996. A new global air-sea heat and momentum flux climatology. Int. WOCE Newsletter, 24, 3-5.

178. Kalnay, E., M. Kanamitsu, R. Kistler, W. Collins, D. Deaven, L. Gandin, M. Iredell, S.

179. Karcher, M., R. Gerdes, F. Kauker, C. Koeberle, 2003. Arctic warming evolution andspreading of the 1990s warm event in the Nordic Seas and in the Arctic Ocean. J. Geophys. Res., 108(C2). doi: 10.1029/2001JC002624.

180. Karcher, M. J., J. M. Oberhuber, 2002. Pathways and modification of the upper and intermediate waters of the Arctic Ocean. Geophys. Res. Lett, doi: 10.1029/2000JC000530.

181. Kim, C. H., J. H. Yoon, 1999. A numerical modeling of the upper and the intermediatelayer circulation as deduced from isopycnal analysis. J. Oceanogr., 55, 327-345.

182. Kim, K. J., Y. H. Seung, 1999. Formation and movement of the ESIW as modeled by MICOM. J. Oceanogr., 55, 369-382.

183. Kim, Y. G., K. Kim, 1999. Intermediate waters in the Japan/East Sea. J. Oceanogr., 55,123.132.

184. Klinck, J. M., 1996.' Circulation near submarine canyons: Modeling study. J. Geophys.1. Res., 101, 1211 1223.

185. Kuzin, V. I., E. N. Golubeva, G. A. Platov, 1997. Diagnosis of two-mode states of Kuroshiosouth of Japan. In Proceedings of Fifth CREAMS Workshop.

186. Kwok, R., D. A. Rothrock, 1999. Variability of Fram Strait ice flux and the North Atlantic

187. Oscilation. J. Geophys. Res., 104, 5177- 5189.

188. Large, W., S. Yeager, 2004. Diurnal to decadal global forcing for ocean and sea-ice models:

189. The data sets and flux climatologies. Tech. note NCAR/TN-460 + STR, CGD Div. Natl. Cent, for Atmos. Res., Boulder, Colo.

190. Levitus, S., T. P. Boyer, 1994. Temperature, Vol. 4 of World Ocean Atlas 1994. NOAA

191. Atlas NESDIS. U. S. Department of Commerce, Washington, D. C. 117 pp.

192. Lewis, E. L., 1982. The Arctic Ocean water masses and energy exchange. In Rey, L. (Ed.),

193. The Arctic Ocean. The Hydrographic Environment and Fate of Pollutant, pp. 43-68. UK: Unwin Brothers Ltd.

194. Lipscomb, W. H., E. C. Hunke, 2004. Modeling sea ice transport using incremental remapping. Mon. Wea. Rev., 132(6), 1341-1354.

195. MacCready, P., P: B. Rhines, 1993. Slippery bottom boundary layers on a slope. J. Phys.1. Oceanogr., 23, 5 22.

196. Manabe, S., R. J.' Stouffer, 1995. Simulation of abrupt climate change induced» by freshwater input into the North Atlantic Ocean. Nature, 378, 165 167.

197. Marchuk, G. I., A. S. Sarkisyan, V. P. Kochergin, 1973. Calculation of flows in a baroclinicocean: Numerical methods and results. Geophys. Fluid Dyn., 5, 89 100.

198. Maslanik, J., M. Serreze, R. Barry, 1996. Recent decreases in arctic summer ice cover andlinkages to atmospheric circulation anomalies. Geophys. Res. Lett., 23, 1677 1680.

199. Matano, R. P., E. J. Beier, P. T. Strub, R. Tokmakian, 2002. Large-scale forcing of the

200. Agulhas variability: The seasonal cycle. J. Phys. Oceanogr., 32, 1228 1241.

201. McCreary, J. P., Y. Fukamachi, P. K. Kundu, 1991. A numerical investigation of jets andeddies near an eastern ocean boundary. J. Geophys. Res., C96, 2515-2534.

202. McGowan, J. A., D. R. Cayan, L. M. Dorman, 1998. Climate-ocean variability and ecosystem response in the northeast pacific. Science, 281(5374), 210 217.

203. McLaren, A., 1989. The under-ice thickness distribution of the arctic basin as recorded in1958 and 1970. J. Geophys. Res., 94, 4971 4983.

204. Mellor, G. L., T. Yamada, 1982. Development of a turbulence closure model for geophysicalfluid problems. Rev. Geophys. Space Phys., 20, 851 875.

205. Mellor, G. L., T. Ezer, L.-Y. Oey, 1994. The pressure gradient conundrum in sigma coordinate ocean models. J. Atmos. Oceanic Technol., 11(4), 1126-1134.

206. Mertz, G., D. G. Wright, 1992. Interpretation of the JEBAR term. J. Phys. Oceanogr.,22, 301-305.

207. Middleton, J. F., 1991. Coastal-trapped wave scattering into and out of straits and bays.

208. J. Phys. Oceanogr., 21, 681-694.

209. Middleton, J. F., 2000. Wind-forced upwelling: The role of the surface mixed layer. J.

210. Phys. Oceanogr., 30, 745-763.

211. Middleton, J. F., 2005. The coastal-trapped wave paddle and open boundary condition.

212. Tech. rep. 05/02, Dept. of Applied Math., Uni. of New South Wales, Sydney.

213. Middleton, J. F., K. P. Black, 1994. The low frequency circulation in and around Bass Strait: A numerical study. Cont. Shelf Res., 14, 1495 1521.

214. Middleton, J. F., M. Cirano, 1999. Wind-forced downwelling slope currents: A numericalstudy. J. Phys. Oceanogr., 29, 1723-1742.

215. Middleton, J. F., M. Cirano, 2002. A boundary current along Australia's southern shelves:

216. The Flinders current. J. Geophys. Res., 107, 3129.

217. Middleton, J. F., G. Platov, 2000. Slope circulation set-up near a strait: An idealised study. Applied mathematics report 00/21, School of Math., University of New South Wales, Sydney, Australia.

218. Middleton, J. F., G. Platov, 2003. The mean summertime circulation along Australia's southern shelves: A numerical study. J. Phys. Oceanogr., 33, 2270 2287.

219. Middleton, J. F , D. Ramsden, 1996. The evolution of the bottom boundary layer on thesloping continental shelf. J. Geophys. Res., C101, 18061-18077.

220. Middleton, J. F., F. Viera, 1991. The forcing of low frequency motions within Bass Strait.

221. J. Phys. Oceanogr., 21, 695-708.

222. Midttun, L., 1985. Formation of dense bottom water in the Barents Sea. Deep-Sea Res.,32A, 1233 1241.

223. Munk, W. H., 1950. On the wind-driven ocean circulation. J. Meteor., 7, 79 93.

224. Murray, R. J., 1996. Explicit generator of orthogonal grids for ocean models. J. Comput.1. Phys., 126, 251-273.

225. Na, J. Y., J. W. Seo, 1998. The sea surface winds and heat flux in the East Asian marginalseas. Tech. rep., Dept. of Earth and Marine Sciences, Hanyang University, Korea.

226. Nazarenko, L., G. Holloway, N. Tausnev, 1998. Dynamics of transport of 'Atlantic signature' in the Arctic Ocean. J. Geophys. Res., 103, 31,003-31,015.

227. Nikitin, A. A., B. S. Dyakov, 2000. Spacial structures of fronts and eddies of the Japan Seain the 90s by satellite data. In Proceedings of CREAMS 2000 International Symposium, pp. 260-263 Vladivostok. Far Eastern Hydrometeorological Institute.

228. Nunes Vaz, R. A., G. W. Lennon, 1987. Episodic stratification and gravity currents in amarine environment of modulated turbulence. J. Geophys. Res., C92, 5465-5480.

229. Nunes Vaz, R. A., G. W. Lennon, D. G. Bowers, 1990. Physical behaviour of a large inverse estuary. Cont. Shelf Res., 10, 277-304.

230. Obeihuber, J. M., 1988. An atlas based on the COADS data set. Rep. 15, Max-PlanckInstitut fur Meteorologie, Hamburg.

231. O'Connor, W. P., 1991. A'numerical model of tides and storm surges in the Rio de Plataestuary. Cont. Shelf Res., 12, 1491-1508.

232. Oey, L. Y., P. Chen, 1992. A model simulation of circulation in the Northeast Atlantic shelves and seas. J. Geophys. Res., C97, 20087-20115.

233. Paldor, N., 1983. Linear stability and stable modes of geostrophic fronts. Geophys. Astrophys. Fluid Dyn., 24, 299 326.

234. Paldor, N., M. Ghil, 1991. Shortwave instabilities of coastal currents. Geophys. Astrophys.1. Fluid Dyn., 58, 225 241.

235. Pariwono, J. I., J. A. T. Bye, G. W. Lennon, 1986. Long period variations in sea level in

236. Australasia. Geophys. J. R. astr. Soc., 87, 43-54.

237. Parkinson, C., 1992. Spatial patterns of increases and decreases in the length of the sea-iceseason in the north polar region, 1979 1986. J. Geophys. Res., 97, 14377 - 14388.

238. Pease, C. H., S. A. Salo, 1987. Sea ice drift near Bering Strait during 1982. J. Geophys.1. Res., 92, 6006 6018.

239. Pedlosky, J., 1974a. Longshore currents, upwelling and bottom topography. J. Phys.1. Oceanogr., 4, 214 226.

240. Pedlosky, J., 1974b. On coastal jets and upwelling in bounded basins. J. Phys. Oceanogr.,4, 3 18.

241. Pietrafesa, L. J., J. O. Blanton, L. P. Atkinson, 1978. Evidence for deflection of the gulfstream at the Charleston rise. Gulf Stream, 4(9), 3, 6 7.

242. Platov, G., J. F. Middleton, 2000. A barotropic model of tides along Australia's southernshelves. Applied mathematics report 00/22, School of Math., University of New South Wales, Sydney, Australia.

243. Platov, G., J. F. Middleton, 2001. Notes on pressure gradient correction. The Bulletin ofthe Novosibirsk Computing Center. Series: Numerical modelling in Atmos., Ocean and Env. Studies, 7, 43-58.

244. Pringle, J. M., 2002. Enhancement of wind-driven upwelling and downwelling by alongshorebathymetric variability. J. Phys. Oceanogr., 32, 3101 3112.

245. Proshutinsky, A., J. Yang, R. Gerdes, M. Karcher, F. Kauker, C. Koeberle, S. Hakkinen,

246. W. Hibler, D. Holland, M. Maqueda, G. Holloway, E. Hunke, W. Maslowski, M. Steele, J. Zhang, 2005. Arctic Ocean study synthesis of model results and observations. Eos Trans. AGU, 86(40), 368.

247. Proshutinsky, A. Y., M. A. Johnson, 1997. Two circulation regimes of the wind-driven Arctic Ocean. J. Geophys. Res., 102, 12493 12504.

248. Provis, D. G., G. W. Lennon, 1983. Eddy viscosity and tidal cycles in a shallow sea. Est.

249. Coast. Shelf Sci., 16, 351-361.

250. Quadfasel, D. A., A. Sy, D. Wells, A. Tunik, 1991. Warming in the Arctic. Nature, 350,385.

251. Rheim, M., 1991. Ventilation rates of the Greenland and Norwegian seas derived from distributions of the chlorofluoromethanes Fll and F12. Deep-Sea Res., 38, 485 503.

252. Roach, A. T., K. Aagaard, C. H. Pease, S. A. Salo, T. Weingartner, V. Pavlov, M. Kulakov,1995. Direct measurements of transport and water properties through Bering Strait. J. Geophys. Res., 100, 18443 18457.

253. Roed, L. P., X. B. Shi, 1999. A numerical study of the dynamics and energetices of coolfilaments, jets and eddies off the iberian peninsula. J. Geophys. Res., 104, 29817 29841.

254. Rooney, D. M., G. S. Janowitz, L. J: Pietrafesa, 1978. A simple model of deflection of thegulf stream by the Charleston rise. Gulf Stream, 4(11), 3-7.

255. Rothrock, D., Y. Yu, G. Maykut, 1999. Thinning of the arctic sea-ice cover. Geophys. Res. Lett., 26, 3469 3472.

256. Rudels, B., L. G. Anderson, E. P. Jones, 1996. Formation and evolution of the surface mixed layer and halocline of the Arctic Ocean. J. Geophys. Res., 101, 8807 8821.

257. Samelson, R. M., 1999. Geostrophic circulation in a rectangular basin with a circumpolarconnection. J. Phys. Oceanogr., 29, 3175 3184.

258. Schahinger, R., 1987. Structure of coastal upwelling events observed off the south-east coast of South Australia. Aust. J. Mar. Freshw. Res., 38, 439-459.

259. Schlosser, P., G. Boenisch, M. Rheim, R. Bayer, 1991. Reduction of deep water formationin the Greenland Sea during the 1980s: Evidence from tracer data. Science, 251, 1054 -1056.

260. Schneider, W., G. Budeus, 1995. On the generation of the Northeast water polynya. J.

261. Geophys. Res., 100, 4269 4286.

262. Seifridt, L., B. Barnier, 1993. Banque de Donness AVISO vent/flux: Climatologie des analyses de surface du CEMMT. Tech. rep. 91, 1430 025. pp. 99.

263. Senjyu, T., Z. Nagano, J. H. Yoon, 2000. Deep flow field in the Japan Sea deduced fromcurrent measurements. In Proceedings of CREAMS 2000 International Symposium, pp. 21-24 Vladivostok. Far Eastern Hydrometeorological Institute.

264. Senjyu, T., H. Sudo, 1993. Water characteristics and circulation of the upper portion ofthe Japan Sea Proper Water. J. Mar. Syst,, 4, 349-362.

265. Seung, Y. H., J. H. Yoon, 1995. Some feature of winter convection in the Japan Sea. J.1. Oceanogr., 51, 61-73.

266. Shapiro, G. I., A. E. Hill, 1997. Dynamics of dense water cascades at the shelf edge. J. Phys. Oceanogr., 27, 2381 2394.

267. Shapiro, G. I., J. M. Huthnance, V. V. Ivanov, 2003. Dense water cascading off the continental shelf. J. Geophys. Res., 108(C12), doi:10.1029/2002JC001610.

268. Shi, X. B., L. P. Roed, 1999. Frontal instabilities in a twolayer, primitive equation oceanmodel. J. Phys. Oceanogr., 29, 948 968.

269. Shy, T., J. Walsh, 1996. North pole ice thickness and association with ice motion history1977-1992, 1979-1986. Geophys. Res. Lett., 23, 2975 2978.

270. Smagorinsky, J., 1963. General circulation experiments with the primitive equations. Mon.

271. Weather. Rev., 91, 99 165.

272. Song, Y. T., 1998. A general pressure gradient formulation for ocean models. Part I: Scheme design and diagnostic analysis. Mon. Wea. Rev., 126, 3213-3230.

273. Steele, M., J. M. Morison, T. B. Curtin, 1995. Halocline water formation in the Barents

274. Sea. J. Geophys. Res., 100, 881 894.

275. Steele, M., R. Morley, W. Ermold, 2000. PHC: A global hydrography with a high quality

276. Arctic Ocean. J. Glim., 14(9), 2079-2087.

277. Steiner, N., G. Holloway, R. Gerdes, S. Hakkinen, D. Holland, M. Karcher, F. Kauker, W.

278. Maslowski, A. Proshutinsky, M. Steele, J. Zhang, 2004. Comparing modeled streamfunc-tion, heat and freshwater content in the Arctic Ocean. Ocean Modelling, 6, 265-284.

279. Stommel, H., 1948. The westward intensification of wind-driven ocean currents. Trans.

280. Am. Geophys. Union, 99, 202 206.

281. Sudo, H., 1986. A note on the Japan Sea Proper Water. Prog. Oceanogr., 17, 313-336.

282. Suginohara, N., 1974. Onset of coastal upwelling in a two-layer ocean by wind stress withlongshore variation. J. Oceanogr. Soc. Japan, 30, 23 33.

283. Suginohara, N., 1982. Coastal upwelling: Onshore-offshore circulation, equatorward coastal jet and poleward undercurrent over a continental shelf-slope. J. Phys. Oceanogr., 12, 272 284.

284. Suginohara, N., Y. Kitamura, 1984. Long-term coastal upwelling over a continental shelfslope. J. Phys. Oceanogr., 14, 1095 1104.

285. Swift, J. H., K. Aagaard, L. Timokhov, E. G. Nikifirov, 2005. Long-term variability of Arctic Ocean waters: Evidence from a reanalysis of the EEWG data set. J. Geophys. Res., 110. doi: 10.1029/2004JC002312.

286. Takematsu, M., Z. Nagano, A. G. Ostrovskii, K. Kim, Y. Volkov, 1999a. Direct measurements of deep currents in the northern Japan Sea. J. Oceanogr., 55, 207-216.

287. Takematsu, M., A. G. Ostrovskii, Z. Nagano, 1999b. Observations of the eddies in the Japan Basin interior. J. Oceanogr., 55, 237-246.

288. Teague, W. J., M. J. Carron, P. J. Hogan, 1990. A comparison between the Generalized

289. Digital Environmental Model and Levitus climatologies. J. Geophys. Res., 95(C5), 71677183.

290. Tee, K. T., 1977. Tide-induced residual current verification of a numerical model. J. Phys. Oceanogr., 7, 396 402.

291. Thompson, K. R., J. R. N. Lazier, B. Taylor, 1986. Wind-forced changes in the Labradorcunent transport. J. Geophys. Res., 91, 14261-14268.

292. Thompson, R. O. R. Y., 1983. Low pass filters to suppress inertial and tidal frequencies.

293. J. Phys. Oceanogr., 13, 1077 1083.

294. Toba, Y., K. Tomizawa, Y. Kurasawa, K. Hanawa, 1982. Seasonal and year-to-year variability of the Tsushima-Tsugaru Warm Current system with its possible cause. La Mer, 20, 41-51.

295. Trenberth, K. E., J. C. Olsen, W. G. Large, 1989. A global ocean wind stress climatologybased on ECMWF analyses. Tech. rep. NCAR/TN-338+STR, N. C. A. R., Boulder, Colorado, pp. 98.

296. Trowbridge, J. H., S. J. Lentz, 1991. Asymmetric behavior of an oceanic boundary layerabove a sloping bottom. J. Phys. Oceanogr., 21, 1171 1185.

297. Vellinga, M., R. A. Wood, 2004. Global climatic impacts of a collapse of the Atlantic thermohaline circulation. Clim. Change, 54, 251 267.

298. Wadhams, P., 1990. Evidence for thinning of the arctic ice cover north of greenland. Nature, 345, 795 797.

299. Wadhams, P., 1992. Sea-ice thickness distribution in the greenland sea and eurasian basin,may 1987. J. Geophys. Res., 97, 5331 5348.

300. Wadhams, P., 1994. Sea-ice thickness changes and their relation to climate. In Johannessen,

301. O., R. Muench, J. Overland (Eds.), Polar Oceans and Their Role in Shaping the Global Environment., pp. 358 361. Amer. Geophys. Union.

302. Walsh, J. E., W. L. Chapman, T. L. Shy, 1996. Recent decrease of sea level pressure inthe central Aictic. J. Climate, 9, 480 486.

303. Wang, D. P., C. N. K. Mooers, 1976. Coastal trapped waves in a continuously stratifiedocean. J. Phys. Oceanogr., 6, 853 863.

304. Wang, D. P., 1984. Mutual intrusion of a gravity current and density front formation. J.

305. Phys. Oceanogr., 14, 1191 1199.

306. Watanabe, T., M. Hirai, H. Yamada, 2001. High-salinity intermediate water of the Japan

307. Sea in the eastern Japan Basin. J. Geophys. Res., 106(C6), 11,437 11,450.

308. Webb, D., B. A. de Cuevas, A. C. Coward, 1998. The first main run of the OCCAM globalocean model. Tech. rep. 34, Southhampton Oceanography Centre, pp. 43.

309. Winsor, P., G. Bjork, 2000. Polynya activity in the Aictic Ocean from 1958 to 1997. J.

310. Geophys. Res., 105, 8,798 8,803.

311. Woodgate, R. A., K. Aagaard, 2005. Revising the bering strait freshwater flux into thearctic ocean. Geophys. Res. Lett., 32. doi:10.1029/ 2004GL021747.

312. Woodgate, R. A., K. Aagaard, T. J. Weingartner, 2005. A year in the physical oceanography of the Chukchi Sea: Moored measurements from autumn 1990 1991. in press.

313. Wright, D. G., K.'R. Thompson, 1983. Time-averaged forms of the non-linear stress law.

314. J. Phys. Oceanogr., 13, 341 345.

315. Wu, P., R. Wood, P. Stott, 2005. Human influence on increasing Arctic river discharges,.

316. Geophys. Res. Lett., 32. doi:10.1029/2004GL021570.

317. Xie, L., X. Liu, L. J. Pietrafesa, 2007. Effect of bathymetric curvature on gulf stream instability in the vicinity of the Charleston bump. J. Phys. Oceanogr., 37, 452 475.

318. Yakovlev, N. G., 1998. Simulation of climatic circulation in the Arctic Ocean. Izv. Ac.1. Nauk, 34(5), 702 712.

319. Yang, J., 2005. The Arctic and Subarctic Ocean flux of potential vorticity and the Arctic

320. Ocean circulation. J. Phys. Oceanogr., 35, 2387- 2407. doi: 10.1175/JP02819.1.

321. Yoon, J. H., 1982. Numerical experiment on the circulation in the Japan Sea. Part I: Formation of the East Korean Warm Current. J. Oceanogr., 38, 43-51.

322. Yoon, J. H., S. G. Philander, 1982. Formation of the coastal undercurrents. J. Oceanogr.1. Soc. Japan, 38, 215 224.

323. Zhang, J., W. D. Hibler, M. Steele, D. A. Rothrock, 1998. Arctic ice-ocean modeling withand without climate restoring. J. Phys. Oceanogr., 28, 191-217.

324. Zuenko, Y. I., 2000. Seasonal cycle of heat and salt balance in Peter the Gieat Bay (Japan Sea). In Proceedings of CREAMS 2000 International Symposium, pp. 220 225 Vladivostok. Far Eastern Hydrometeorological Institute.