Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Моделирование глобальных процессов динамики океана 19
1.1 Линеаризованная постановка задачи гидротермодинамики океана 20
1.2 Метод выделения баротропной составляющей вектора скорости 24
1.2.1 Вывод уравнений для полных потоков и интегральной функции тока 25
1.2.2 Определение градиентов давления и уровня 29
1.3 Пространственная аппроксимация уравнений модели .. 30
1.3.1 Неравномерная сетка по вертикали 31
1.3.2 Аппроксимация уравнения для функции тока 34
1.3.3 Дискретизация уравнений переноса тепла, соли и растворенного метана 37
1.4. Исключение схемной вязкости на последовательности вложенных сеток 38
1.4.1 Экстраполяция Ричардсона на неравномерной сетке 40
1.4.2 Экстраполяция Ричардсона в задачах адвективного переноса 46
Глава 2. Эксперименты по численному моделированию термохалинной циркуляции Мирового океана 54
2.1 Построение расчетной области, включающей Северный Ледовитый океан 56
2.2 Постановка численных экспериментов в приближении плоского дна 59
2.2.1 Проблема теплового тренда 60
2.2.2 Установившееся решение задачи о климате океана. Роль ветрового воздействия 67
2.3 Моделирование климата океана с учётом рельефа дна 73
2.3.1 Чувствительность модели к вертикальному разрешению 74
2.3.2 Климатическая изменчивость океана 78
2.3.3 Параметризации турбулентной вязкости 82
2.3.4 Формирование североатлантических глубинных вод океана 84
Глава 3. Численное моделирование переноса метана океаническими течениями на основе модели термогидродинамики океана 92
3.1 Метангидраты в породах дна морей и океанов 92
3.2 Реакция океана на потепление и похолодание поверхностных вод 97
3.3 Моделирование переноса растворённого метана океанскими течениями от источников в виде газогидратов, контактирующих с водой 110
3.4 Модель возможной дестабилизации поддонных метангидратов под действием климатических изменений 122
3.5 Учет зависимости глубины залегания метангидратов от пористости осадочного слоя 130
3.6 Учет скорости разложения метангидратов 142
Заключение 147
Литература
- Метод выделения баротропной составляющей вектора скорости
- Пространственная аппроксимация уравнений модели
- Постановка численных экспериментов в приближении плоского дна
- Реакция океана на потепление и похолодание поверхностных вод
Введение к работе
Актуальность темы.
Увеличение содержания метана в атмосфере способствует усилению парникового эффекта, так как метан интенсивно поглощает тепловое излучение Земли. Современные представления о механизмах глобального потепления атмосферы за последние 150 лет отводят на долю метана 15 % прироста средней температуры вследствие парникового эффекта. Хотя это в четыре раза меньше аналогичной оценки для углекислого газа, соответствующей 61%, тем не менее, потенциальный вклад метана в глобальное потепление (удельное поглощение метаном теплового излучения Земли) в 21 раз больше, чем потенциал углекислого газа. Увеличение концентрации метана в атмосфере составляет 1 -2% в год, что превышает рост углекислого газа.
По оценкам поступления метана в атмосферу от разных источников, океаны вносят незначительный вклад в общий баланс, всего 1-2%. Однако потенциально опасный источник метана, который может включиться при повышении температуры, - это гидраты метана, которые обнаружены в большом количестве в донных осадках морей и океанов. В целом по результатам исследования керна, геофизическим и другим данным на акваториях морей и океанов было выделено свыше 60 районов распространения газовых гидратов в поддонных отложениях. Природные газовые гидраты - это такой компонент геосферы, который может серьезно влиять на климат и экологическую ситуацию за счет неконтролируемых выбросов и утечек большого количества метана в атмосферу. Колебания уровня океана или рост температуры поверхности океана может вызвать разложение гидратов, а освобождающийся при этом метан приведет к дальнейшему потеплению. После открытия природных газовых гидратов возникла необходимость всесторонней оценки их роли в приповерхностных слоях геосферы, особенно в связи с возможным влиянием их на процессы, приводящие к глобальным климатическим изменениям. Цель работы.
Дать количественную и временную оценку возможного процесса разложения метангидратов Мирового океана с помощью математической модели, которая описывает перераспределение тепла в системе океан -осадочный слой морского дна. Опираясь на фактическую информацию о размещении залежей метангидратов, задавая определенный сценарий потепления атмосферы определить временной масштаб проникновения этого потепления через воды океана в донный осадочный слой океана и оценить его дестабилизирующее воздействие. Оценить временной
масштаб начала разложения и объемы метана, которые могут поступить в океан, частично раствориться в его водах, а частично достичь атмосферы. Основные задачи.
Использование экономичной вычислительной модели, удовлетворительно воспроизводящей основные черты крупномасштабной структуры Мирового океана, пригодной для проведения численного интегрирования на большой срок по времени.
Построение математической модели переноса растворенного метана океаническими течениями в результате разложения поддонных метангидратов Мирового океана под действием глобального потепления.
Моделирование пространственного распределения газогидратов в осадочном слое океана, как возможных источников метана.
Оценка объемов и временных масштабов притока метана в атмосферу в результате возможных климатических изменений.
Научная новизна.
Получила дальнейшее развитие квазигеострофическая модель термогидродинамики океана (Щербаков, 1989). В результате реализован вариант модели, который удовлетворительно воспроизводит основные макроциркуляционные системы, меридиональный перенос тепла в высокие широты и термохалинную структуру океана.
Проведено исследование влияния на моделируемый климат океана учета следующих факторов: рельефа дна, солености, нелинейного уравнения состояния, Арктического бассейна, параметризации Средиземного моря, горизонтальной турбулентной вязкости.
Трехмерная квазигеострофическая модель динамики Мирового океана соединена с моделью переноса тепла в донном слое осадков для изучения процесса распространения теплового сигнала в глубь океана и в осадочный слой. Исследована реакция Мирового океана на изменчивость температуры поверхностных вод векового масштаба и масштаба нескольких тысячелетий.
Разработана математическая модель переноса растворенного метана океаническими течениями от потенциально возможных источников, обусловленных процессами разложения поддонных метангидратов Мирового океана под действием глобального потепления.
Модель реализована в виде программного комплекса.
Получено модельное распределение газогидратов метана и глубина их залегания в осадочном слое океана с учетом геотермического градиента и пористости осадочного слоя океанского дна.
В результате численных экспериментов получены оценки возможного потока метана в атмосферу и временного масштаба разложения газогидратов метана в зависимости от способа учета глубины их
залегания в осадочном слое океанского дна, а также от задаваемого сценария климатических изменений. Методы исследования.
При построении математической модели использовались методы геофизической гидродинамики, вычислительной математики. Для решения поставленных задач применялись методы программирования на языке Фортран, расчеты были выполнены с использованием пакета «Compaq Visual Fortran». Научно-практическая значимость.
Используемая линеаризованная трехмерная численная модель гидротермодинамики Мирового океана может применяться для проведения численных экспериментов по изучению долгопериодной изменчивости океана с модельным временем до нескольких десятков тысяч лет. Проведенные исследования по переносу растворенного метана от источников в виде дестабилизирующихся газогидратов могут служить основой для разработки региональных моделей. Полученные результаты имеют фундаментальный характер и направлены на исследование изменений климата Земли.
Достоверность полученных результатов и выводов определяется применением разработанных численных методов, использующихся при решении многочисленных задач динамики океана, а также сравнением с данными натурных измерений и численными расчетами других авторов. Апробация работы.
Результаты работы по мере их выполнения докладывались на Конференциях молодых ученых ИВМиМГ СО РАН, Новосибирск, 1997, 1998, 2001 гг.; Международной конференции "Математические модели и численные методы механики сплошных сред", Новосибирск, 1996 г.; на 2-м и 3-м Сибирском конгрессе по прикладной и индустриальной математике (ИНИПРМ96, ИНИПРМ98), Новосибирск, 1996, 1998 гг.; Международной конференции, Новосибирск, 24 - 29 июня 2001 г. - "Современные проблемы прикладной математики и механики: теория, эксперимент и практика"; Аэрозолях Сибири - VIII, XI, XII Рабочие группы, Томск -2001, 2004, 2005 гг.; Международной конференции "Информационные технологии и обратные задачи рационального природопользования", Ханты-Мансийск, 12-14 апреля - 2005 г.; Сиб-Гео-2006, 24-28 апреля 2006 г. Публикации.
Основное содержание диссертации отражено в 20 печатных работах без учета тезисов докладов, в том числе две работы в ведущем рецензируемом журнале из перечня ВАК. В работах, выполненных в соавторстве, вклад диссертанта заключался в непосредственном участии во всех этапах
исследовании: в постановке численных экспериментов, написании программных комплексов, анализе результатов численного моделирования. Структура и объем работы.
Диссертация состоит из введения, трех глав, заключения, списка литературы состоящего из 174 наименований и трех приложений. Работа содержит рисунки и таблицы, которые расположены непосредственно в тексте диссертации, а также в трех приложениях.
Метод выделения баротропной составляющей вектора скорости
Охватывающие всю толщу океана суммарные по вертикали переносы вод в горизонтальном направлении называются полными потоками и вводятся соотношениями Я Я и= \udz; L = Juflfe. о о
Здесь и, U обозначают компоненты полного потока, Н = Н(Л, 0) -глубина океана. Поскольку свободная поверхность океана « Н, нижний предел интегрирования заменяется нулем. Рассмотрим уравнение гидростатики в интегральной форме.
Продифференцируем уравнение гидростатики по широте и долготе и запишем уравнения движения (1.1.1)-(1.1.2) с учетом выражений для градиентов давления через наклоны уровня: R{u + lu = —7 - — K fe +—v— (1.2.1) as m0 дХ 7/?0sin# \дХ . dz dz -111 + 11 = -——— \—dz +—v— (1.2.2) а дв ар0 ідв dz dz Уравнения (1.2.1)-(1.2.2) проинтегрируем по всей толще океана с учетом граничных условий (1.1.8)-(1.1.10).
Полученные уравнения являются уравнениями движения в интегральной форме. Они описывают двумерное движение суммарных по вертикали потоков воды под воздействием различных сил.
Интегрирование уравнения неразрывности по z от невозмущенной поверхности до дна океана с учетом граничного условия для вертикальной скорости w на дне, приводит к выражению ди диътв п —+ = 0. дЯ дв Дивергентная форма уравнения неразрывности позволяет ввести новую интегральную характеристику, а именно функцию полного потока \/ таким образом, чтобы компоненты полного потока в любой точке пространства были связаны с нею следующими соотношениями: ду/ - . п ду/ и = —; usm0 = ——. (1.2.3) дв дЯ
Перепишем уравнения движения с учетов выражений для функции тока (1.2.3) и обозначения П - sin 9. Н дв Н дЯ адЯ ар0 0J Н дЯ Нр0 1 дщ R ду/ g дй g V, z N dp , тЙ Н дв пН дЯ адв ар0 Н дв Нр0
Продифференцируем (1.2.4) по в, (1.2.5) по I, и вычтем из первого второе, получим уравнение на функцию тока у/ в условиях переменной глубины океана и замене горизонтального турбулентного трения на линейное: ( I \ а " Z Т Я ; ар0 і Н Нр Ввели обозначения RAHy/+ —,у/ =- - (p,—)dz +rot-— (1.2.6) д п дії/ 1 д 1 дії/ д тм д тй т двН дв пдЯН дЯ н дв Н дЯН Н д(р дф д р дф ( Р,Ф) = дЯдв двдЯ
Первое слагаемое в правой части уравнения (1.2.6) определяет совместный эффект бароклинности и рельефа дна (СЭБИР), он в 5-Ю раз больше прямого эффекта ветра (второе слагаемое), [43].
Доопределим задачу нахождения интегральной функции тока граничными условиями на контуре Г. Условие отсутствия расхода воды в направлении нормали к границе области запишется в виде: г =0, = 0, 1 Un
Контур Г состоит из двух частей: Г—Г0 U1 Г,, где Гс внешний контур Америки, Евразии, Африки, Австралии, Г, - контур Антарктиды. Из условия отсутствия расхода воды и способа определения функции тока (1.2.4) следует, что if/ постоянна на каждом из контуров Гк. Из условия непрерывного обтекания в случае двусвязной области получаются разные значения для интегральной функции тока на различных замкнутых границах океана. Поскольку у/ определяется с точностью до постоянной величины, то без ограничения общности можно принять W = 0, г,=б, (1.2.7)
Итак, задача определения интегральной функции тока в океанском бассейне, содержащем отдельные материки, в нашем случае это Антарктида, сводится к решению уравнения (1.2.6) в двухсвязной области, ограниченной контурами Го и .Г; и может быть записана в виде:
Пространственная аппроксимация уравнений модели
Так как в верхних слоях происходят наиболее резкие изменения искомых характеристик по глубине, в вертикальном направлении вводим неравномерную сетку для более подробного описания слоя термоклина. Сетку задаем со сгущением узлов у поверхности по формуле, [52]: т] = 4z + a,а : Н , (1.3.1) Zt+l/2=[«I/2+ ] а S = [(H + a)m-aV2]/N, где N - число уровней по z, Н - максимальная глубина в случае переменного рельефа дна и Н=4000 м в эксперименте с плоским дном.
Такой способ построения сетки по сравнению с использованием стандартных океанографических горизонтов может оказаться предпочтительнее при использовании экстраполяции Ричардсона для повышения порядка аппроксимации, [57]. В переменной Г] мы получаем равномерную сетку по вертикали, в переменной z сетка неравномерно сгущается к поверхности океана, рис. 1.2. В результате такого подхода можно проводить дискретизацию уравнений модели либо на неравномерной сетке zk, либо с помощью замены переменных на равномерной сетке г\к, см. 1.4. о а яXкSт н ш о s оX 60 50 40 0) а т со 2 30 Xсо оX 0 1000 2000 3000 4000 5000
Значения вертикальных уровней в переменной Z Рисунок 1.2. Способ задания неравномерной сетки по вертикальной координате В модели выбрали распределение переменных по вертикали, в котором разностный аналог вертикальной скорости w сдвинут на полшага относительно других неизвестных функций и определяется на сетке Zk+l/2. Введем обозначения для шага сетки по вертикали: Az0=2z,, tek=zM zk k = \,N-\ AzN=2(H-AzN), VZk Zk+M2 Zk-\l2 k = hN
Компоненты вектора скорости определяются из линейных уравнений движения через интегральную функцию тока и найденные температуру и соленость, входящие в уравнение плотности.
Запишем уравнения движения (1,1,1)-(1,1.2) для каждой точки области океана (i, j) в разностном виде по вертикальной координате. v Jfc-l/2 bzkA8zk Щ-і + \ V, ( Ы/2 k-l/2 KAzkASzk AzkSzkJ иь к+\/2 AzkSzk » +! + иы + +Л,1/А+ = к-1/2 bzkA8zk Ф a/?0sin# дЯ V V ( к-1/2 к+\/2 KAzkASzk AzkSzkJ и,. к+1/2 AzkSzk Ч.Х + дрк к = \,Кн. Щик-,ик= ар0 дв Ки - количество вертикальных расчетных уровней с учетом рельефа дна. Введем обозначения: ак = хк= Vk-M2 . - Vk+V2 .и ___ _r , р. A 1Г к - А Т к йк Ск+К\ -\5Ч bzkSzk 1 Ф . v _ 1. #/?0 sin в дЛ ар0 дв ґтА (х \ лк ГиЛ F = Uk = г = ; вк = \те; \vkj Тогда разностный аналог уравнений движения можно записать в виде a, Uk-\ +B,Uk+ с, Uk+\ = Fk (1.3.2) Запишем граничные условия для горизонтальных компонент скорости в разностном виде, N = КИИ и и U, = Uo -- -т; UN+] = UN — N (1.3.3) VN+\I 2 2 \J V\I2P0 Для решения уравнения (1.3.2) с граничными условиями (1.3.3) используем матричную прогонку по вертикальной координате.
Вертикальную составляющую скорости W определим из уравнения неразрывности (1.1.3). Для аппроксимации градиентов горизонтальных компонент скорости используем центральные разности. WM/2,i,j=Wk-l/2,i,J-Szk Uk,i,j+\ Uk,i,j-\ , Vk,M,jnM Dk,i-\,jni-\ 2/2 2h J k = l,KH-\ Аппроксимируем граничные условия для вертикальной компоненты скорости. z = 0: и N,i,j z = H(k,0):w w = 0 и 1/2 N,i,j N+l/2 2n.fi 2h (#/,./+1 - Hij-\)+-zf- (HM,j Hi-\J )
Многие работы по исследованию океанических течений были выполнены с помощью метода направленных разностей [36, 43]. Сущность его проста: производные первого порядка заменяются разностями, направленными вперед или назад в зависимости от знаков коэффициентов таким образом, чтобы диагональные члены матрицы коэффициентов обладали максимальными весами.
Для аппроксимации уравнения на интегральную функцию тока (1.2.6) применим схемы направленных разностей. Запишем в разностном виде каждое слагаемое уравнения.
Постановка численных экспериментов в приближении плоского дна
Основной задачей численных экспериментов, проведенных на основе изложенной в предыдущей главе модели, являлось воспроизведение климатических характеристик, динамики и процессов теплообмена в Мировом океане.
Численные эксперименты, описанные в этом параграфе, проводились для акватории Мирового океана с плоским дном Н(Х, в) = 4000м. Было выбрано шесть расчетных уровней по вертикальной координате, лежащих на глубинах 28, 250, 694, 1361, 2250 метров, на которых вычисляются и, v, Т, S, р, и семь горизонтов для определения вертикальной скорости w: 0, 139, 472, 1028, 1806, 2806, 4000 метров. В качестве начального было выбрано состояние, при котором температура и соленость океана всюду были постоянны и составляли Т=3,бС, S = 34,6%о, а горизонтальные компоненты вектора скорости равнялись нулю, и = 0, v = 0. Модельный временной шаг At—10 суток.
Значения коэффициентов турбулентного обмена, входящие в уравнения следующие: v=75 см2/сек, к = 1- 0,5 см2/сек, fa = juo= 3,6 107 см2/сек, R2=4,5 - Iff5- 4,5 Iff7 сек1, Rt=5 Iff8 сек1
В экваториальной полосе шириной в три шага сетки искусственно увеличивается диффузия тепла и соли в 100 раз, с целью параметризации адвективного переноса системой экваториальных течений. А также вводится дополнительное трение в уравнениях движения, Rj увеличивается в 103 раз. Вычисление плотности по температуре и солености проводилось по уравнению Мамаева (1.1.12).
В работе [52] была описана серия методических численных экспериментов с однокомпонентной моделью климата Мирового океана. Было показано, что одним из основных механизмов глобальной океанической циркуляции является осенне-зимний процесс конвективного перемешивания, благодаря которому холодная поверхностная вода высоких широт проникает на большую глубину и дает начало термохалинной циркуляции. Известно, что этот процесс, именуемый формированием донных вод Мирового океана, имеет место в высоких северных широтах Атлантического океана, в морях Росса и Уэдделла вблизи Антарктиды.
Важным фактором в адекватном описании этого главного звена глобальной циркуляции является учет солености, которая в [52] была постоянна или учитывалась только косвенно. Было показано, что предположение о постоянстве солености и использование линейного уравнения состояния завышает бароклинную компоненту вектора скорости. Было предположено, что это, наряду с другими факторами, приводит к завышенной мощности меридиональной интегральной циркуляции и, как следствие, к тепловому тренду, когда температура глубинных слоев океана постоянно растет. Кроме того, в [52] северная граница области проходила по широте 62,5 с.ш. и в модели отсутствовала холодная поверхностная вода Северной Атлантики и Ледовитого океана.
Для сравнения с экспериментом "годовой ход", описанным в [52] длительность первого эксперимента Э1 (табл. 3) была равна 23 годам модельного времени. Сравнение зонально-осредненного поля тепла полученного в этом эксперименте, рис.2.3, показывает, что учет солености существенно замедлил прогревание глубокого океана. Так, например, изотерма 6С в области экватора находится на глубине 1000м, а в однокомпонентнои модели в эксперименте "годовой ход", за это же модельное время шестиградусная изотерма достигла почти глубины 2000м. Если здесь на последнем расчетном горизонте температура в районе тропиков и субтропиков не превышает 2, то в однокомпонентнои модели она была уже более 4. Включение в модель солености привело к существованию в поверхностном слое в высоких широтах обеих полушарий до глубины 250м областей с неустойчивой температурной стратификацией.
Расширение расчетной области на север до полюса и связанное с этим появление холодной поверхностной воды севернее 62.5 включило в рассмотрение область формирования холодных североатлантических донных вод. Это нашло свое выражение, в соответствии с принятой моделью конвективного приспособления, в проникновении холодных поверхностных вод Норвежского и Гренландского морей с температурами от 2 до 0 до дна океана.
В области Ледовитого океана из-за сильно распресненной поверхностной воды, а значит и сильно устойчивой соленостной стратификации, конвективное проникновение сравнительно невелико, если судить по изотерме -1 , то до глубины порядка 500 - 600м. Интересно, что в Южном океане влияние солености наоборот устранило проникающее до дна конвективное перемешивание.
Сильно изменилась и интегральная меридиональная циркуляция, рис.2.3(б). Если ранее в эксперименте "годовой ход" по однокомпонентной модели было по одной циркуляционной ячейке в каждом полушарии с интенсивностью в -296 и 370 Свердрупов (далее Св, 1Св = 106 м3/сек), в Южном океане еще существовала ячейка с расходом в 25 Св, то в настоящем эксперименте Э1 существует 5 циркуляционных ячеек.
Реакция океана на потепление и похолодание поверхностных вод
Потепление атмосферы последние 100-130 лет подтверждается данными прямых метеорологических измерений: хотя в каждом десятилетии выпадают и аномально теплые и аномально холодные годы, средняя температура растет. Так согласно данным наблюдений приземной температуры воздуха за период с 1860 г., её среднегодовое среднеглобальное значение повысилось на 0,6±0,2С [97], рис.3.3.
Левитус и др. [124] проанализировали данные о потеплении отдельных компонентов климатической системы в течение второй половины 20-го века, основанные на рассмотрении роста теплосодержания атмосферы и океана. Рост теплосодержания верхнего слоя океана толщиной 3 км за период 1950-1990 гг. превосходил по крайней мере на порядок величины увеличение теплосодержания других компонентов климатической системы. Если наблюдаемый рост теплосодержания океана за период 1955-1996 гг. достигал 18,2-10 Дж, то в случае атмосферы он составлял лишь 6,6-10 Дж. Данные о палеоклимате [19-21] говорят о том, что климатические изменения носят периодический характер. Потепления сменяются похолоданиями, и периоды этих колебаний изменяются от десятков до тысяч лет, рис.3.2.
В данной работе предпринята попытка промоделировать реакцию Мирового океана на изменчивость температуры поверхностных вод векового масштаба. При проведении численных экспериментов предполагается, что изменения температуры поверхностных вод океана следуют за изменениями температуры атмосферы всюду, кроме полярных областей покрытых льдом. Справедливость этого предположения следует из сравнения данных об изменении глобальных среднегодовых температур за период с 1960 по 1996 годы, [97], рис.3.3 и глобальных среднегодовых значений температуры поверхности океана за примерно такой же период с 1860 по 1992 годы [90], рис.3.4.
Проделаны три эксперимента на сетке с разрешением 24 уровня по вертикали с учетом параметризации высокосоленых средиземноморских вод. Все эксперименты начинаются с одинакового климатического состояния, которое было получено в результате длительного интегрирования до квазиустановления со временем порядка 5000 лет, приведенного в параграфе 2.3,рис.2.24-2.25,[159].
В эксперименте "Потепление" сезонно изменяющаяся поверхностная температура океана в каждой точке широтно-долготной сетки, за исключением областей покрытых льдом, повышается на 0.03 градуса ежегодно в течение 50 лет, а затем также на 0.03 градуса понижается до первоначальных значений в течение 50 лет. SB эксперименте "Похолодание" аналогичным образом температура поверхностных вод сначала понижается на 0.03 градуса ежегодно в течение 50 лет, а затем также на 0.03 градуса повышается до первоначальных значений в течение 50 лет. SB эксперименте "Потепление-похолодание" сначала аналогичным образом температура поверхностных вод повышается на 0.03 градуса ежегодно в течение 50 лет, а затем в течение 100 лет также на 0.03 градуса понижается, и наконец в следующие 50 лет с такой же скоростью повышается до первоначальных значений. Таким образом, этот эксперимент объединяет вместе два предыдущих. Изменение средней температуры Мирового океана для всех трех экспериментов приведено на рис.3.5. В экспериментах "Потепление" и "Потепление-похолодание" средняя температура океана изменяется одинаково первые 100 лет в силу идентичности экспериментов до этого момента. После окончания нагрева поверхностных вод через 50 лет средняя температура увеличилась на 0.2 градуса и в течение 10-20 лет продолжается её медленный рост, достигая максимальных значений. Далее в эксперименте "Потепление" во время 50 лет охлаждения поверхностных вод средняя температура медленно уменьшается и продолжает уменьшаться далее в Щ течение еще 100 лет и после окончания охлаждения поверхностных вод до значений меньших исходных, и лишь потом очень медленно растет до начальных значений.
Сложнее ведет себя средняя температура океана в эксперименте "Похолодание", с началом охлаждения поверхностных вод медленно уменьшается примерно на 0.2 градуса, после окончания охлаждения продолжает еще 10-20 лет медленно охлаждаться, хотя поверхностные воды уже начали прогреваться.
