Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2020, T. 56, № 5, стр. 598-610

ВВЕДЕНИЕ

Процессы, происходящие в Северном Ледовитом океане (СЛО), являются одним из важнейших элементов общей циркуляции вод Мирового океана. Взаимодействие атмосферы и вод СЛО оказывает существенное влияние на погоду в Евразии, в частности в последние годы вызывают большой интерес генерация и эволюция полярных мезоциклонов.

Изменение климата Земли оказывает сильное влияние на состояние вод СЛО, в частности провоцирует ускоренное сокращение ледяного покрова в СЛО [1] и прежде всего в так называемой приатлантической Арктике, включающей Баренцево море и западную часть бассейна Нансена. Именно здесь в последние годы наблюдается заметное сокращение площади морского льда не только в летний сезон, но и на пике его максимального сезонного развития [2].

Все это обуславливает большой интерес к исследованиям циркуляции вод и морского льда СЛО. Численным исследованиям циркуляции Арктического бассейна посвящено большое количество работ, в том числе выполненных в рамках проектов AOMIP и FAMOS [3].

Среди работ российских ученых надо отметить исследования, проводимые в ААНИИ [4, 5], в ИВМ РАН – это работы с использованием сигма-модели общей циркуляции океана [6, 7] и расчеты динамики льда [8, 9], в ИВМиМГ СО РАН [10, 11].

В подобных работах прежде всего уделялось внимание исследованиям климата и сезонной изменчивости СЛО. Основной вопрос состоял в том, чтобы довести качество моделей океана и морского льда до уровня, который позволяет описать ряд основных черт циркуляции вод СЛО.

Анализ притоков атлантических вод в СЛО, полученных из численного эксперимента в модели ИВМ РАН пространственного разрешения 0.25°, дан в работе [7]. Моделирование производилось для временного периода 1958–2006 гг. под влиянием атмосферы, заданной по протоколу CORE. Помимо сравнения воспроизведенных основных особенностей поля течений, эволюции ледового покрова с натурными данными и результатами моделирования с большим пространственным разрешением, авторы исследовали временную изменчивость толщины слоя пресных вод в СЛО и выявили положительную обратную связь циркуляции океана с содержанием пресных вод в круговороте Бофорта.

Проблемы и методы описания динамического взаимодействия океана и морского льда описаны в работах [8, 9]. В работах рассматриваются проблемы, связанные с приближением “парящего льда”, и трудности с реализацией физически более обоснованного “погруженного льда”. Автор делает вывод о необходимости дополнительных действий по преодолению проблем взаимодействия океана и льда, которые не решаются простым увеличением пространственного разрешения. Т.к. в вышеописанных работах горизонтальное разрешение относительно невысокое (примерно 100 км), то для параметризации вдольбереговых течений вводилось дополнительное “топографическое напряжение”, или “эффект Нептуна”. Однако данная параметризация не позволяет получать неоднородный по глубине поток в проливе Фрама.

В работах [10, 11] проведено воспроизведение изменчивости термохалинной структуры и динамики вод СЛО и Северной Атлантики и эволюции ледяного покрова под влиянием изменений атмосферы и речного стока. Работы проводились с использованием региональной модели океана и морского льда ИВМиМГ СО РАН с горизонтальным разрешением 0.5°, граничные условия на поверхности задавались на основании данных атмосферного реанализа и спутниковых наблюдений по протоколу CORE-II. В данных работах делается вывод о влиянии изменчивости атмосферной циркуляции в Арктике не только на поверхностную циркуляцию, но и на изменение течений подповерхностного и промежуточного слоев, в которых происходит распространение поступающих теплых атлантических и тихоокеанских вод. Помимо этого обсуждается увеличение вклада теплых промежуточных вод в процесс сокращения площади морских льдов, что находит развитие в дальнейших работах авторов [12]. Фундаментальные и прикладные исследования по прогнозу состояния СЛО (система оперативной океанологии, СОО) представляют другое направление разработок. Здесь прежде всего следует отметить работы [4–6]. В работах [4, 5] на базе численной динамико-термодинамической модели совместной циркуляции вод и льдов Северного Ледовитого океана AARI–IOCM (Arctic and Antarctic Research Institute – Ice and Ocean Circulation Model) создана СОО, дающая прогноз ледовых полей (сплоченность, среднесуточный и мгновенный дрейф) и характеристик поверхности океана, таких как уровень моря, скорость и направление течений. Помимо этого эта совместная модель океан-лед и региональная атмосферная модель Баренцева и Карского морей используется для мониторинга и предсказания дрейфа айсбергов [13].

Из зарубежных работ особо хотелось бы отметить работу [14], в которой на основе модели Арктики с высоким пространственным разрешением на неструктурированной сетке исследовано влияние пространственного разрешения модели на процесс воспроизведения прибрежных течений. Моделирование проводилось на региональной модели AO-FVCOM в трех различных конфигурациях, отличающихся горизонтальным разрешением (8, 2 и 0.5 км). Основной результат работы заключается в том, что разрешение используемой модели имеет непосредственное влияние на воспроизведение уровня и бароклинной составляющей градиента давления, что непосредственно определяет структуру вдольбереговых течений и точность воспроизведения потоковых величин через проливы и в особенности – через Канадский архипелаг.

Целями данной работы являются создание новой модели внутригодовой изменчивости вод и морского льда СЛО на базе совместной модели ИВМИО4.1–CICE5.1–CMF2.0, исследование с ее помощью формирования и особенностей сезонной изменчивости состояния морской среды региона.

Далее в разделе 1 приведено описание используемых численных моделей океана и морского льда, а также технологии их объединения в совместную модель. В разделе 2 описана постановка численного эксперимента. В разделах 3–5 анализируются результаты расчетов. Раздел 6 содержит заключение, выводы и планируемые направления дальнейшей работы.

1. ПОСТАНОВКА ЗАДАЧИ

Настоящая работа является этапом в разработке вихреразрешающей модели Мирового океана [15]. Особый интерес в плане моделирования вызывает полярный регион Мирового океана –СЛО, поскольку существенное влияние на процессы, протекающие здесь, оказывает морской лед. Однако в настоящее время численное моделирований глобального океана совместно с морским льдом затруднено из-за ограниченности вычислительных ресурсов. По нашим оценкам, для интегрирования модели Мирового океана 1/10 × × 1/10 × 49 (горизонтальное разрешение 0.1° , 49 вертикальных уровней) на базе совместной модели ИВМИО – CICE5.1 требуется 13 500 ядро-часов компьютерного времени на 1 год модельного времени на суперкомпьютере типа МВС-10П МП Petastream [16]. В настоящей работе основное внимание уделено исследованию сезонной изменчивости СЛО и взаимодействия океана и морского льда с применением модели высокого пространственного разрешения. Модель СЛО 1/10 × × 1/10 × 49 ИВМИО строится с применением модели динамики океана ИВМИО [15] и модели морского льда CICE5.1 [17].

Область модели СЛО 1/10 × 1/10 × 49 совпадает с областью модели Мирового океана 1/10 × 1/10 × 49 ИВМИО севернее 50° N, см. рис. 1. Расчетная область представляет собой область Северного Ледовитого океана и часть северной Атлантики и Тихого океана, ограниченную с юга по параллели 50° N. В южной части модельной области используется сферическая система координат с горизонтальным разрешением 0.1°. Выше 60° N используется биполярная сетка, полюса которой расположены в Сибири и Канаде. Средний шаг сетки в расчетной области севернее 70° с.ш. составляет 5.5 км. Количество вертикальных горизонтов – 49, при этом шаг увеличивается от 6 м у поверхности до 250 м в глубокой части. Данные топографии дна интерполированы из массива ETOPO5, при этом были исключены внутренние водоемы и маленькие острова.

Атмосферный форсинг задается циклически повторяющимися внутригодовыми колебаниями атмосферных параметров, осадков и солнечного излучения, взятыми из базы CNYFv2 в соответствии с протоколом CORE-I [18]. Скорость ветра, температура воздуха и удельная влажность заданы на высоте 10 м и передаются в систему лед/океан каждые 6 ч.

В начальный момент времени поля скоростей принимаются равными нулю, температура и соленость задаются среднегодовыми из базы WOA09 [19], океан выше 70° с.ш. покрыт равномерным слоем льда толщиной 1 м. Влияние рек аппроксимировалось как выпадение осадков в районе устьев. На южных искусственных границах области ставилось условие непротекания и условие изоляции для уравнений переноса тепла и соли.

Модель динамики океана ИВМИО4.1 [15] и модель морского льда CICE5.1 [17] работают в параллельном режиме на компьютерах с распределенной памятью. Управление их совместной работой и обмен граничными условиями осуществляются также в параллельном режиме Компактной платформой для моделирования CMF2.0 [20]. Взаимодействие моделей океана и льда происходит каждые 12 мин, при этом модель океана передает модели льда температуру и соленость на поверхности океана, горизонтальные скорости и потенциальную теплоту замерзания верхней расчетной ячейки, а модель льда передает соответственно сплоченность льда, напряжение горизонтального трения и потоки массы, соли, тепла и проходящего коротковолнового излучения.

Коэффициенты горизонтальной вязкости для баротропной динамики в форме уравнений мелкой воды составляют 1 м²/с, коэффициенты горизонтальных бигармонических вязкости и диффузии применяются только для бароклинных уравнений и составляют –9 × 10⁹ и –27 × 10⁹ м⁴/с соответственно. Фоновые значения вертикальных вязкости и диффузии составляют 10^–4 и 10^–6 м²/с.

Интегрирование модели СЛО 1/10 × 1/10 × 49 ИВМИО было проведено на 5 модельных лет. Предварительно была проделана серия экспериментов для определения оптимальных параметров совместной модели. Шаги по времени для модели океана и модели льда были выбраны равными 3 и 4 мин соответственно. В модели океана на каждый временной шаг бароклинной части уравнений приходится 45 шагов интегрирования баротропных уравнений.

Выполненный нами численный эксперимент представляет собой расчет квазиравновесного состояния климатической системы СЛО, установившегося под воздействием циклически повторяющегося хода атмосферных параметров, осадков и солнечной радиации.

2. ВЫХОД МОДЕЛИ НА КВАЗИПЕРИОДИЧЕСКОЕ РЕШЕНИЕ

На рисунках ниже представлены зависимости различных интегральных характеристик решения от времени. Как видно, состояние морского льда и верхнего слоя океана выходит на квазипериодический режим в течение первых 5 лет. Однако наблюдается слабое уменьшение средней температуры и кинетической энергии в более глубоких слоях океана. Все представленные характеристики имеют ярко выраженную сезонную изменчивость.

В дальнейшем мы будем анализировать решение за 5-й модельный год.

3. ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОД СЛО

Воспроизведение циркуляции вод СЛО и структуры входящих Атлантических вод можно наблюдать на картах течения и распространения температуры. Осредненное за модельный год поле течений показано на рис. 3. Карты течений представлены для двух интервалов глубин: подповерхностного и промежуточного слоев, которые характеризуют движение различных водных масс в СЛО. Отметим хорошее соответствие основных течений: поступление теплых Атлантических вод в составе Норвежского течения, разделение его на две ветви Нордкапского и Шпицбергенского течений, проход последнего через пролив Фрама и поворот на юг в составе Восточно-Гренландского течения. Стоить отметить воспроизведение Трансполярного течения и круговорота Бофорта, соответствующий антициклоническому режиму циркуляции атмосферы. На рис. 3а можно выделить перенос тихоокеанских вод вдоль Восточно-Сибирского шельфа до хребта Ломоносова. На рис. 3б, интервал глубин которого соответствует расположению ядра атлантических вод, заметно прохождение АВ за хребет Ломоносова на восток противоположно тихоокеанским водам.

Структуру течений также можно наблюдать и на картах температуры на глубине 165 м, см. рис. 4. Данные гидродинамические особенности соответствуют принятой в данный момент схеме циркуляции вод, представленной, например, в работе [11].

Формирование циркуляции и состояния вод в Северном Ледовитом океане чрезвычайно сильно зависит от взаимодействия, в первую очередь, с Северной Атлантикой. Поступление Атлантических вод (АВ) в СЛО происходит через пролив Фрама и Баренцево море. Фрамовская ветвь АВ движется вдоль материкового слоя котловины Нансена, где охлаждается и опускается, образуя теплый слой промежуточной воды. В дальнейшем теплый слой смешивается в районе желоба Св. Анны с Баренцевоморской ветвью АВ, которая к этому времени уже охладилась и опреснилась из-за интенсивного обмена с атмосферой в Баренцевом и Карский морях. Дальнейшее движение через море Лаптевых происходит циклонически, при этом часть АВ заворачивается вдоль хребта Ломоносова и Менделеева и возвращается к проливу Фрама.

Структура теплого промежуточного слоя показана на температурных профилях на разрезе вдоль 95° в.д. (на рис. 1 обозначен буквой И), проходящего через Северный Полюс от побережья Евразии до Северной Америки, и на перпендикулярном разрезе, идущем вдоль 5° в.д. от 70° с.ш. до Северного Полюса, показаны на рис. 5.

Нами был проведен анализ распространения теплого промежуточного слоя, его толщины и температуры ядра и глубины его залегания. Верхняя и нижняя границы промежуточного слоя определялись по изоповерхностям нулевой температуры; под температурой ядра подразумевается максимальная температура в этом слое по аналогии с [21–23]. Для Евразийского и Канадского бассейнов СЛО (областей с глубиной более 500 м, разграниченных хребтом Ломоносова) был проведен расчет средней температуры ядра, которая составила 1.2 и 0.4°С соответственно. Эти значения находятся в хорошем соответствии с усредненными за 1950–2005 гг. данными PHC3.0 (1.1 и 0.5°С), аналогично рассчитанными и приведенными в работе [23].

Толщина промежуточного слоя варьируется от 600 до 1200 м в Евразийском бассейне, достигая максимальных значений в районе желоба Св. Анны, где происходит встреча двух ветвей поступающей АВ. При дальнейшем распространении АВ толщина промежуточного слоя уменьшается, достигая минимальных значений 400 м в Канадском бассейне. Помимо этого вдоль траектории распространения АВ увеличивается глубина расположения верхней границы промежуточных вод от 100 м в районе пролива Фрама до 350 м в море Бофорта.

Отметим, что толщина промежуточного слоя в районе Северного полюса, расположение его нижней и верхней границ (которые соответствуют нулевой температуре) являются реалистичными и хорошо согласующимися с натурными данными. В [23] приведено сравнение CMIP5 моделей для данного региона. Показано, что ряд моделей, имеющих более низкое пространственное разрешение, значительно завышают толщину промежуточного слоя, так что в некоторых областях нижняя граница достигает дна. В то же время, в модели [22] с пространственным разрешением, схожим с используемым в данной работе (4.5 км), наблюдалось реалистичное воспроизведение толщины слоя АВ. Таким образом, можно считать, что повышение пространственного разрешения положительно влияет на реалистичность воспроизведения промежуточного слоя.

4. АНАЛИЗ СОСТОЯНИЯ ВОД

Одной из основных характеристик, определяющих взаимодействие вод СЛО с водами Северной Атлантики, является поток массы через сечения, являющиеся водными границами Арктики. Рассмотрим расходы, рассчитанные по формуле:

где интегрирование ведется по поверхности вертикального сечения, $d\vec {\sigma }$ – элемент площади, ориентированный, для определенности, внутрь региона, $\vec {v}$ – вектор скорости.

Рассмотрим серию из нескольких таких сечений, полностью характеризующих обмен водными массами. На рис. 6 показана сезонная изменчивость потоков через обозначенные на рис. 1. сечения. Представлены среднемесячные значения за пятый модельный год, положительная величина соответствует притоку в Арктику.

Суммарный среднегодовой расход между Скандинавским побережьем и Исландией составляет 2.36 ± 1.5 Св. Это сечение представляется очень важным для анализа. Воды Северо-Атлантического течения проходят на север через два прохода: Фареро-Шетландский канал и Фареро-Исландский порог, занимают восточную часть течения и расположены в верхнем 500-метровом слое из-за особенностей рельефа.

Летом интенсивность течения снижена. В октябре и январе наблюдался максимальный среднемесячный поток, который был равен 5.4 и 3.9 Св соответственно. В целом модель реалистично описывает внутригодовую изменчивость потока через выбранную систему проливов, однако значение оказывается несколько заниженным. Так, [24] приводит среднее наблюдаемое в 20-ом веке значение потока от 2.3 до 9 Св. Результаты моделирования (усредненные по годам) разнятся от модели к модели (рассматриваются модели со горизонтальными разрешениями от 1/3 до 1/12 град.) и оценивают этот поток от 1.3 до 4.7 Св [25, 26]. Одной из причин возможного заниженного результата можно назвать близость рассматриваемых районов к южной границе расчетной области и особенности заданных на ней условий. Ожидается, что при дальнейшем развитии модельной конфигурации, граничное условие будет изменено на более реалистичное.

Датский пролив расположен между Гренландией и Исландией вдоль 66° N. В восточной и центральной части пролива на север проходит Западно-Исландское течение, которое является частью антициклонического круговорота вокруг Исландии. Вдоль западного берега течет Восточно-Гренландское течение, которое состоит из двух частей: верхней, расположенной в верхнем стометровом слое, которая переносит распресненную холодную арктическую воду, и нижней глубокой, переносящую трансформированную Атлантическую воду (т.н. Атлантическая промежуточная вода).

Отличительной особенностью этого сечения является то, что основной поток массы направлен из Арктики в Атлантический океан. Среднегодовой поток по результатам моделирования получился равным –3 ± 1.5 Св. Среднемесячный расход максимален в зимние месяцы с января по март и равен 5 Св, в летние месяцы он падает до 1 Св. Примечательно, что внутригодовая изменчивость потока через Датский пролив находится в противофазе с суммарным потоком между Скандинавским побережьем и Исландией, поэтому кажется совершенно естественным, что и здесь поток массы будет меньше наблюдаемых значений. В модели [26] общий сток оценивается в –2.95 ± 1.07 Св, что очень близко к значениям, полученным здесь. По данным других моделей (MICOM с разрешением (1/12) и POP с разрешением (1/10) град.) [25] значение потока варьируется от 3.2 до 4.2 Св.

Пролив Фрама – широкий и достаточно глубокий пролив, расположенный между Гренландией и архипелагом Шпицберген. Он является очень важным звеном обмена водами и льдом между Северным Ледовитым океаном и Северной Атлантикой. Поток через пролив Фрама состоит из двух противоположно движущихся компонент: Западно-Шпицбергенское течение, направленное на север, и Восточно-Гренландское течение – на юг.

Состояние потока в проливе Фрама испытывает очень сильную межгодовую изменчивость. Так, температура ядра атлантических вод по результатам наблюдений изменялась от 1.6 до 3.9°С за период с 1997 по 2011. Оцененные значения притока (на север) и истока за тот же временной интервал колебались от 3 до 5 и от 5 до 7 Св соответственно [27]. По результатам 60-летней реконструкции (1948–2007), которую проводили для 16 различных моделей, было получено среднее значение потока, варьирующееся для разных моделей от –3.63 до 0.23 Св [28].

В результате работы модели получено значение суммарного потока через пролив Фрама (на рис. 1 обозначен буквой Ж), равное –1.2 Св, при этом поток меняется от –2.9 Св в феврале до ‒0.06 Св в мае и июне и меняет свой знак в декабре (1.5 Св). На рис. 7 представлены вертикальные разрезы потенциальной температуры в проливе Фрама. Ядро поступающей теплой атлантической воды имеет температуру около 2–2.5°С и расположено на глубине 300–400 м. Отметим, что корректное воспроизведение структуры вод в проливе Фрама является хорошим индикатором воспроизведения дальнейшей структуры теплого промежуточного слоя [23].

Обмен водой между Северо-Атлантическим и Тихоокеанским бассейнами осуществляется через узкий (85 км) и неглубокий (50 м) Берингов пролив. Тихоокеанские воды являются важным источником опресненных вод в СЛО. Как показывают оценки [29], вклад Берингова пролива в баланс пресных вод (который определяется стандартным образом через референтное значение солености 34.80‰) составляет в среднем треть от общего поступления пресных вод в СЛО (другие значимые компоненты: речной сток и осадки). Также важное значение имеет поток тепла, переносимый этими водами. Летом он определяет положение границы морского льда.

В некоторых моделях Арктики [11] граница расчетной области проходит по Берингову проливу, на котором задают баротропный поток среднемесячной температуры и солености. Среднегодовой расход воды оценивается в 0.9 Св, однако он имеет сильную сезонную изменчивость: минимальный поток наблюдается зимой и составляет 0.4 Св. Летом же значение максимально – 1.3 Св.

В текущей постановке не было предпринято специальных мер по воспроизведению потока через Берингов пролив (на схеме обозначен буквой З). Искусственный характер граничных условий на южной границе привел к тому, что суммарный годовой поток через Берингов пролив практически оказался равным нулю. Сезонная изменчивость в нашем случае определялась в основном ветровым влиянием.

5. АНАЛИЗ СОСТОЯНИЯ МОРСКОГО ЛЬДА

В модельном эксперименте наблюдалась сезонная изменчивость площади ледяного покрова и его объема. Для анализа рассмотрим временную зависимость этих характеристик в 5-й модельный год, см. рис. 8. На март приходилось наибольшее распространение льда, около 16 млн км² поверхности океана покрыто льдом. Наименьшее распространение льда было получено в сентябре – 5.6 млн км².

На рис. 8 приведено сопоставление сезонной изменчивости площади и объема льда, полученных в 5-й модельный год, с соответствующими зависимостями, полученными при реконструкции 1979–2007 гг., которые впоследствии были усреднены, и аналогично усредненными данными наблюдений [30]. Отметим, что наша модель не только верно качественно воспроизвела временную эволюцию распространения ледяного покрова, но и количественно соответствует среднему значению за вторую половину 20-го века. Однако модель несколько завышает толщину льда по сравнению с усредненным по ансамблю моделей [30]. Карты сплоченности и распределения толщины представлены на рис. 9 для момента максимального и минимального распространения ледяного покрова.

Рассмотрим детальнее эволюцию льда в Баренцевом море, которое является одним из двух главных путей следования теплой Атлантической воды в Северный Ледовитый океан. По данным наблюдений [31], площадь распространения льда очень сильно изменяется от года к году. Море полностью никогда не покрывается льдом, но и полностью не освобождается ото льда. Довольно интересно, как модель воспроизводит ледовую изменчивость в Баренцевом море, по сравнению с усредненными модельными данными и наблюдениями, на которые мы ссылались ранее. Максимальное распространение льда в Баренцевом море соответствует 850 тыс. км² и приходится на февраль – апрель. Это составляет примерно 60% поверхности моря. Минимальная площадь была в октябре – 10 тыс. км². Среднее годовое значение равно 440 тыс. км², что совпадает со средним значением ((4.5 ± 0.8) × 10⁵) по ансамблю моделей, рассмотренных ранее в этом разделе.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Настоящая работа является этапом в разработке вихреразрешающей модели Мирового океана с моделью динамики - термодинамики морского льда CICE5.1 [17]. Особый интерес в плане моделирования вызывает полярный регион Мирового океана – СЛО, поскольку существенное влияние на процессы здесь оказывает морской лед. Однако в настоящее время численное моделирование глобального океана совместно с морским льдом затруднено из-за ограниченности вычислительных ресурсов. По нашим оценкам для интегрирования модели Мирового океана 1/10 × 1/10 × 49 (горизонтальное разрешение 0.1° , 49 вертикальных уровней) на базе совместной модели ИВМИО – CICE5.1 требуется 13 500 ядро-часов компьютерного времени на 1 год модельного времени на суперкомпьютере типа МВС-10П МП Petastream [16]. В настоящей работе основное внимание уделено исследованию сезонной изменчивости СЛО и взаимодействия океана и морского льда с применением модели высокого пространственного разрешения. Модель СЛО 1/10 × 1/10 × 49 ИВМИО строится с применением модели динамики океана ИВМИО [15] и модели морского льда CICE5.1 [17].

Анализируя результаты моделирования СЛО, хотелось бы обратить внимание на то, что несмотря на задание на южных границах области расчета, на 60° N, заведомо искусственных условий в модели СЛО в целом получены реалистичные результаты. Также хотелось бы отметить, что в модели получено хорошее соответствие с данными наблюдений и расчетами по другим моделям характеристик льда, в том числе сезонная изменчивость толщины и сплоченности. В качестве вывода можно также отметить, что для воспроизведения сезонной изменчивости СЛО допустимо поставить южную границу области расчета в Атлантике. Она должна находиться достаточно далеко от СЛО, так чтобы рециркуляция около искусственной стенки и атмосферный нагрев вод формировали реалистично теплые воды Северо-атлантического течения на входе в СЛО. Разумеется, для исследований климатических и межгодовых изменений циркуляции вод СЛО взаимодействие с водами Атлантики и Тихого океана необходимо.

В целом построенная конфигурация адекватно воспроизводит основные компоненты сезонной изменчивости динамики вод Северного Ледовитого океана и состояния льда. В частности, площадь распространения льда, его объем соответствуют усредненным наблюдениям. Структура основных течений через проливы получена в основном качественно верной, однако не всегда величины расходов по порядку величин соответствуют реальности.

Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда (проект No 19-77-00104) в Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН. Работа была выполнена с использованием суперкомпьютерных ресурсов МСЦ РАН [16].