Скорости горизонтального движения ледяного покрова в этой модели определяются из условия равновесия напряжений трения ветра и океанского течения, градиента динамической топографии и силы Кориолиса, в пренебрежении ускорениями и пока еще без учета внутреннего сопротивления. Если такие скорости приводят за один временной шаг к пересечению береговой границы, то соответствующая компонента скорости заменяется нулем; если они приводят в некоторой ячейке пространственной сетки к компактности льда больше п = 1—Лмин (где Амин = 0,005 в Арктике и 0,02 в Антарктике), то скорости втекающих в ячейку течений льда уменьшаются пропорционально (1—Амин — R) (п — /?)-1, где R — доля площади ячейки, покрытая льдом, который остается в ячейке, и для согласования всех ячеек применяются итерации. Эта модель неплохо воспроизвела сезонные колебания ледовитости в Арктике (с минимумом в сентябре, когда край ледяного покрова почти всюду отходит от берегов, максимумом в марте, когда лед захватывает Берингово море, блокирует север Исландии и заходит за юг Гренландии, причем максимум /г, — 4 м) ив Антарктике (с минимумом в марте, когда ледяной покров прижимается к континенту, и максимумом в конце августа, когда он заходит севернее 60° S, причем максимум h¿ =1,4 м), с большей компактностью льда в Арктике и с вполне реалистической картиной дрейфа льда.
Скачать страницу
[Выходные данные]
