Этот параграф посвящается методам описания форм замерзшей воды в климатической системе: снежного покрова, морских льдов (делающих моря в ряде отношений сходными с сушей), континентальных ледниковых щитов и вечной мерзлоты, имеющих, несомненно, климатическое значение, прежде всего, как индикаторов состояния климата (такую роль, особенно важную для мониторинга колебаний климата, играют, в частности, области и площади распространения зимнего снежного покрова, а также морского льда в Арктике и в Антарктике) и как активных факторов формирования климата (это относится к континентальным ледниковым щитам, оказывающимся вторым после океанов инерционным звеном в климатической системе, что придает ей автоколебательный характер).[ ...]
Наиболее детальная одномерная модель эволюции толщины морского льда типа (17.2) была построена Дж. Мейкатом и Н. Ун-терштейнером (1969, 1971), использовавшими численную схему со слоями толщиной по 10 см.[ ...]
В модели Национального центра атмосферных исследований США (К. Паркинсон и У. Вашингтон, 1979) термодинамический расчет эволюции толщины морского ледяного и снежного покрова осуществляется по несколько более упрощенной схеме, чем у Дж. Мейката и Н. Унтерштейнера, но зато с приблизительным учетом изменений во времени доли А площади разводий в каждой ячейке пространственной сетки вследствие таяния льда или замерзания разводий, определяемых суммарным потоком тепла в разводил и температурой воды в них (это важно, поскольку при температуре замерзания воды вертикальные потоки тепла и влаги над разводьями могут быть на два порядка больше, чем над водой, так что даже при А = 1 % в процессах BAO разводья могут играть определяющую роль).[ ...]
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.[ ...]
На дне ледникового щита, т. е. на поверхности твердой Земли г = /г(0, Я, ¿) (при наиболее точных расчетах определяемой с учетом небольшого проседания под тяжестью льда) следует потребовать обращения в нуль всех трех компонент скорости иг = и = = ик = 0 (впрочем, если в тонком придонном слое льда его вязкость резко уменьшается или даже образуется жидкая вода, то на верхней границе этого придонного слоя следует требовать обращения в нуль лишь нормальной компоненты скорости; отдельного рассмотрения потребует также формулировка краевых условий для шельфовых ледников, плавающих на воде).[ ...]
Проинтегрировав эти уравнения по г (от 0 до г) и подставив результаты в уравнение неразрывности (бездивергентности скорости), проинтегрированное по г (от 0 до.£) с учетом краевого условия (17.6), М. Я. Вербицкий и Д. В. Чаликов получили для £ нелинейное эллиптическое уравнение с коэффициентами, зависящими от Т. Оно решалось численно вместе со стационарным уравнением притока тепла (учитывавшим вязкую диссипацию кинетической энергии в теплоту), проинтегрированным по толще ледника, причем вертикальный профиль температуры аппроксимировался квадратичным полиномом от г/£. Эти уравнения были применены прежде всего для расчета современных щитов Антарктиды, Гренландии и Северной Земли, причем считались заданными их горизонтальными границы, распределения Т и Р8 — Е + Е по их поверхности и геотермический поток тепла на их дне.[ ...]
Вернуться к оглавлению