Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Крупномасштабная циркуляция вод и водные массы субарктической Атлантики. Изменения в масштабе десятилетий. Краткий обзор 12
1.1 Циркуляция вод 13
1.2 Водные массы 18
1.3 Изменения в масштабе десятилетий
1.3.1 Поверхностные и промежуточные воды 22
1.3.2 Глубинные воды и меридиональная термохалинная циркуляция 26
Рисунки к главе 1 30
ГЛАВА 2. Среднее многолетнее состояние крупномасштабной циркуляции в толще вод на севере Атлантического океана в 2000-х гг 43
2.1 Циркуляция вод в 2000-х гг. в контексте изменчивости в масштабе десятилетий 47
2.2 Данные и метод 50
2.3 Перенос вод через 59.5 с.ш 55
2.4 Сравнение с независимыми оценками 59
2.5 Диапикнические потоки и водообмен между бассейнами 62
2.6 Систематизация результатов 66
Рисунки к главе 2 71
ГЛАВА 3. Потепление и осолонение промежуточных и глубинных вод субарктической Атлантики в 1990-х - 2000-х гг 85
3.1 Промежуточные воды субтропического происхождения 86
3.2 Субарктические промежуточные и глубинные воды 87
Рисунки к главе 3 Є
ГЛАВА 4. О причинах изменений термохалинных характеристик промежуточных и глубинных вод субарктической Атлантики в масштабе десятилетий. Связь с Североатлантическим колебанием 103
4.1 Причины потепления и осолонення
промежуточных и глубинных вод в 1990-х - 2000-х гг 104
4.1.1 Промежуточные воды субтропического происхождения 105
4.1.2 Субарктические промежуточные и глубинные воды 108
4.2 Связь изменений характеристик вод с Североатлантическим колебанием в 1950-х - 2000-х гг 111
4.3 Механизм воздействия Североатлантического колебания на температуру и соленость в толще вод субарктической Атлантики 113
Рисунки к главе 4 120
ГЛАВА 5. Изменения интенсивности крупномасштабной циркуляции вод субарктической Атлантики в масштабе десятилетий. Связь с конвекцией в регионе 129
5.1 Изменения расхода Западного глубинного пограничного течения в море Ирмингера 131
5.2 Изменения интенсивности меридиональной термохалинной циркуляции 148
Рисунки к главе 5 159
Заключение 167
Список литературы
- Изменения в масштабе десятилетий
- Сравнение с независимыми оценками
- Субарктические промежуточные и глубинные воды
- Субарктические промежуточные и глубинные воды
Введение к работе
Актуальность исследования крупномасштабных океанских процессов на севере Атлантического океана обусловлена их ролью в климатической системе Земли. В субарктической Атлантике и прилегающей к ней части Северного Ледовитого океана поверхностные атлантические воды, поступающие из субтропиков, отдают тепло атмосфере, охлаждаются, становятся плотнее и формируют направленный к экватору поток холодных глубинных вод (рис. 1) [Лаппо, 1984; Lumpkin and Speer, 2007]. С этой циркуляцией, известной как меридиональная термохалинная циркуляция (МТЦ) вод Северной Атлантики, связан перенос тепла на север (до -1.5-10 Вт [Соков, 2012]), сопоставимый с меридиональным переносом тепла в атмосфере. Поэтому многолетние изменения динамики и термохалинных характеристик вод на севере Атлантического океана - один из главных факторов формирования климатических аномалий в умеренных и высоких широтах Северного полушария [Kushnir, 1994; Delworth and Mann, 2000; Sutton and Hodson, 2005].
Во множестве исследований, основанных на наблюдениях, было установлено, что температура, соленость и интенсивность циркуляции вод в субарктической Атлантике претерпевают выраженные изменения в масштабе десятилетий. Эти изменения затрагивают всю толщу вод: поверхностные [Hakkinen and Rhines, 2004; Reverdin, 2010], промежуточные [Yashayaev, 2007; Lozier and Stewart, 2008] и глубинные [Bacon, 1998; Dickson et al., 2002] воды. Результаты численного моделирования указывают на то, что многолетние изменения характеристик и динамики вод в регионе сопровождаются изменениями интенсивности МТЦ и меридионального переноса тепла [Gulev et al., 2003; Boning et al., 2006; Huck et al, 2008].
Исследование этих процессов осложняется нехваткой данных наблюдений. В наибольшей степени это относится к глубинным слоям океана, недоступным ни для спутниковых наблюдений, ни для автономных дрейфующих профилографов. Единственный источник данных о процессах во всей толще вод, включая глубинные слои, - судовые наблюдения на океанографических разрезах. Эти наблюдения трудоемки, затратны, и поэтому редки. Непрерывные спутниковые наблюдения над характеристиками
Рис. 1. Схема крупномасштабной циркуляции вод Северной Атлантики. СПК и СТК -соответственно Субполярный и Субтропический круговороты. МТЦ - меридиональная термохалинная циркуляция: интегральный перенос теплых поверхностных вод направлен на север, интегральный перенос холодных глубинных вод направлен на юг.
поверхностных вод ведутся на протяжении лишь двух-трех последних десятилетий, а автономные профилографы Argo, измеряющие температуру и соленость вод на глубинах до 2000 м, введены в эксплуатацию около 10 лет назад. Численное моделирование дает представление о циркуляции во всей толще вод, об изменчивости циркуляции в широком диапазоне масштабов времени и, таким образом, позволяет решать многие задачи, решение которых только на основе имеющихся данных наблюдений невозможно. Так, современные представления о характере и причинах многолетней изменчивости МТЦ в субарктической Атлантике основаны преимущественно на моделировании. Интерпретация результатов моделирования осложняется тем, что наблюдаемые в океане процессы в моделях представлены в той или иной
5 мере приближенно. Например, циркуляция промежуточных и глубинных вод Атлантики, включая вертикальную структуру их меридионального переноса, в моделях воспроизводится существенно менее реалистично, чем циркуляция поверхностных вод [Saunders et al., 2008; Bacon and Saunders, 2010].
В связи с этим многие фундаментальные аспекты крупномасштабной циркуляции и изменчивости термохалинных характеристик вод субарктической Атлантики исследованы не полно. Нет надежных, основанных на наблюдениях, количественных оценок характерных величин (средних многолетних значений) расходов течений во всей толще вод и интенсивности МТЦ в регионе. Остается открытым вопрос о главных механизмах, районах и объемах трансформации теплых вод верхнего звена МТЦ в холодные плотные воды нижнего звена МТЦ на севере Атлантики. Отсутствуют основанные на наблюдениях достоверные количественные оценки - временные ряды - изменений интенсивности МТЦ, необходимые, среди прочего, для валидации численных моделей. Представления о тенденциях и причинах многолетних изменений температуры, солености и циркуляции глубинных вод в регионе в основном носят характер гипотез, нуждающихся в проверке. Эти проблемы составляют предмет настоящей диссертационной работы.
Цель работы - дать комплексную количественную характеристику крупномасштабных океанских процессов в субарктической Атлантике и получить новые сведения о многолетних изменениях температуры, солености и интенсивности циркуляции вод в регионе на основе данных наблюдений. Для достижения поставленной цели были решены следующие задачи:
с использованием данных ежегодных гидрографических съемок на разрезе по 59.5 с.ш. (рис. 2), данных спутниковой альтиметрии и сведений о водообмене между Атлантикой и приатлантической Арктикой количественно оценить среднее многолетнее состояние циркуляции в толще вод на севере Атлантического океана в 2000-х гг.;
на основе данных наблюдений количественно оценить изменения температуры и солености промежуточных и глубинных вод в регионе в 1990-х - 2000-х гг. и выявить главные причины этих изменений;
оценить тесноту связи между термохалинными характеристиками вод субарктической Атлантики и аномалиями регионального состояния атмосферы (Североатлантическим колебанием, САК) в 1950-х-2000-х гг. и выявить главные механизмы и районы передачи связанных с САК климатических сигналов в промежуточные и глубинные слои океана;
на основе гидрографических и спутниковых данных количественно оценить многолетние изменения интенсивности переноса на юг глубинных вод в море Ирмингера и проверить выдвинутые ранее гипотезы о связи интенсивности переноса глубинных вод с суровостью зим в приатлантической Арктике и с интенсивностью глубокой конвекции в субарктической Атлантике;
на основе гидрографических и спутниковых данных количественно оценить изменения интенсивности МТЦ в субарктической Атлантике в 1990-х - 2000-х гг. и проанализировать возможные причины выявленных многолетних изменений.
Предмет защиты - новое решение фундаментальной научной проблемы получения и систематизации основанных на наблюдениях сведений о динамических процессах и многолетних изменениях характеристик вод на севере Атлантического океана.
На защиту выносятся следующие положения. Установлено:
в субарктической Атлантике трансформация теплых вод верхнего звена меридиональной термохалинной циркуляции в холодные плотные воды ее нижнего звена происходит преимущественно вследствие охлаждения поверхностных вод в восточной ветви Субполярного круговорота. Глубокая конвекция в субарктической Атлантике влияет на меридиональную циркуляцию вод в масштабе десятилетий, но не относится к главным движущим механизмам этой циркуляции;
многолетние изменения термохалинных характеристик и интенсивности крупномасштабной циркуляции в толще вод субарктической Атлантики обусловлены, главным образом, аномалиями регионального состояния атмосферы - Североатлантическим колебанием. Изменения характе-
7 ристик арктических и субтропических вод и изменения интенсивности водообмена между Атлантикой и Северным Ледовитым океаном играют второстепенную роль;
главные факторы, ответственные за связь между Североатлантическим колебанием и термохалинными характеристиками вод субарктической Атлантики, - интенсивность конвекции в Субполярном круговороте и зональная протяженность круговорота.
Научная новизна работы определяется тем, что в ней впервые - на основе данных наблюдений - количественно оценено среднее многолетнее состояние циркуляции в толще вод на севере Атлантики; впервые достоверно оценены многолетние изменения интенсивности МТЦ в регионе; получены новые сведения о механизмах и районах формирования нижнего звена МТЦ, о тенденциях и причинах региональных изменений термохалинных характеристик и динамики вод в масштабе десятилетий; разработаны и применены новые методы количественной оценки переноса вод и изменений интенсивности МТЦ по гидрографическим и спутниковым данным.
Достоверность представленных результатов определяется тем, что они получены на основе обширного массива данных наблюдений, прошедших строгий контроль качества, а также методов количественной оценки циркуляции, не требующих априорных ограничений и, таким образом, исключающих фактор субъективности.
Практическая значимость работы состоит в том, что полученные в работе результаты могут быть востребованы для повышения эффективности мониторинга вод на севере Атлантического океана, а также для валидации и улучшения численных моделей совместной циркуляции океана и атмосферы, используемых для прогнозирования климатических изменений.
Апробация работы. Материалы и результаты работы докладывались на ежегодных ассамблеях Европейского геофизического союза (EGU, Вена, Австрия, 2005, 2007-2011), конгрессах Американского геофизического союза (AGU) "Ocean Science Meeting" (Гонолулу, США, 2006; Портленд, США, 2010; Солт-Лейк-Сити, США, 2012), конференции международной Программы по
8 изучению изменчивости и предсказуемости климата (CLIVAR) "North Atlantic Subpolar Gyre Workshop" (Киль, Германия, 2007), ассамблеях Международного союза геодезии и геофизики (IUGG, Перуджа, Италия, 2007; Ґетеборг, Швеция, 2013), симпозиумах Международного совета по исследованию моря (ICES) "Effects of Climate Change on the World's Oceans" (Хихон, Испания, 2008; Йосу, Корея, 2012), симпозиуме Научного комитета по океаническим исследованиям (SCOR) "The Changing Ocean: from Past to Future" (Вудс Хол, США, 2008), конференции Федерального агентства по науке и инновациям "Global Climate Change and Mechanisms of Adaptation to It" (Москва, 2009), симпозиуме "OceanObs'09" (Венеция, Италия, 2009), конференции AGU "Meeting of the Americas" (Фос-ду-Игуасу, Бразилия, 2010), конференции по Международному Полярному Году (IPY) "Polar Science - Global Impact" (Осло, Норвегия, 2010), конференции "Past Present and Future Change in the Atlantic MOC" (Бристоль, Великобритания, 2011), симпозиуме Европейского космического агентства (ESA) "20 Years of Progress in Radar Altimetry" (Венеция, Италия, 2012), а также на семинарах Лаборатории физики океана Института морских исследований Франции (Ifremer, Брест, 2008-2012). В общей сложности по теме диссертации сделано 30 докладов на конференциях и симпозиумах (2005-2013 гг.).
Публикации. Представленные в работе результаты и выводы в полном объеме опубликованы в ведущих отечественных и зарубежных рецензируемых научных изданиях. По теме диссертации опубликовано 27 работ, включая 20 статей в журналах из перечня ВАК (см. стр. 48-50).
Значительная часть представленных в диссертации результатов получена автором совместно с российскими и зарубежными коллегами. В работах с соавторами личный вклад соискателя состоял в постановке задач, в разработке методов и выполнении большинства количественных оценок, включая оценки переноса вод и изменений их термохалинных характеристик, в интерпретации и систематизации полученных результатов, в подготовке публикаций.
Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, пяти глав, первая из которых - обзорная, и заключения. Общий объем работы - 201 страница, включая 53 рисунка и 5 таблиц. Список литературы содержит 222 работы, из которых 189 - на английском языке.
Изменения в масштабе десятилетий
Охлаждение и распреснение поверхностных и промежуточных вод в субарктической Атлантике в 1960-х-1990-х гг. сопровождалось охлаждением и распреснением глубинных вод (СЗГВ и СВГВ) во всех глубоководных бассейнах в регионе: в Исландском бассейне, в море Ирмингера и море Лабрадор (рис. 1.12) [Brewer et al., 1983; Read and Gould, 1992; Dickson et al, 2002; Mauritzen et al., 2012]. За несколько десятилетий соленость глубинных вод уменьшилась на 0.03-0.04 епс, что превосходит характерные величины межгодовой изменчивости (-0.01 епс) (рис. 1.12) [Dickson et al., 2002]. Таким образом, распреснение глубинных вод на севере Атлантики в 1960-х- 1990-х гг. - пример того, что многолетние изменения характеристик вод могут превосходить по величине (амплитуде) кратковременные изменения.
Главная причина распреснения глубинных вод была найдена в распреснении верхнего 1000-1500-м слоя океана в приатлантической Арктике: в Гренландском, Исландском и Норвежском морях [Dickson et al., 2002]. Именно там вследствие интенсивного охлаждения и увеличения плотности поверхностных вод формируются холодные плотные арктические воды, поступающие в Атлантику над хребтом между Гренландией и Великобританией (рис. 1.2) и участвующие в формировании глубинных вод субарктической Атлантики - СЗГВ и СВГВ (см. п. 1.2) [Dickson and Brown, 1984]. По мере распространения СЗГВ и СВГВ в Субполярном круговороте исходный сигнал, связанный с распреснением арктических вод, поддерживался смешением глубинных вод с промежуточными водами, включая ЛВ, также распреснявшимися в этот период времени (1960-х-1990-х гг.) [Dickson et al., 2002].
Распреснение плотных .вод арктического происхождения объяснялось рядом процессов, предположительно связанных с глобальным потеплением: усилением таяния арктических льдов, ростом величин эффективных осадков (осадки минус испарение) в высоких широтах и увеличением речного стока в Северный Ледовитый океан [Curry et al., 2003; Peterson et al., 2006]. Предположительно, эти факторы, действуя вместе, привели к уменьшению солености вод в приатлантической Арктике и, как следствие, - к уменьшению солености глубинных вод на севере Атлантического океана. Эта гипотеза стала основанием для интерпретации уменьшения солености глубинных вод субарктической Атлантики как признака начавшегося планетарного перераспределения пресных и соленых вод в условиях глобального потепления [Curry et al., 2003].
Предположение о том, что глобальные изменения затронули глубинные слои океана, стало причиной беспокойства о стабильности МТЦ [Hansen et al., 2004]. Поскольку формирование плотных вод в приатлантической Арктике - один главных из двигателей МТЦ, долговременное уменьшение солености (а, значит, и плотности) арктических вод может привести к уменьшению объемов плотных вод, поступающих в Атлантику, и, как следствие, - к замедлению МТЦ.
Сведения о том, что эти изменения уже происходят, были получены по данным наблюдений над характеристиками арктических вод, поступающих в Атлантику над хребтом между Исландией и Великобританией [Hansen et al., 2001]. Выполненные в начале 2000-х гг. количественные оценки показали, что с 1950-х гг. по 1990-е гг. перенос плотных вод в Атлантику сократился на -20% [Hansen et al., 2001]. Вскоре было опубликовано исследование, согласно которому МТЦ на -25 с.ш. в Атлантическом океане замедлилась на -30% в период между второй половиной 1950-ххгг. и серединой 2000-х гг. [Bryden et al., 2005]. Дальнейшие исследования показали, что эти выводы были основаны на ошибочной интерпретации данных наблюдений [Olsen et al., 2008; Kanzow, et al., 2010]. Было показано, что интегральный перенос плотных арктических вод в Атлантику ( 6 Св) стабилен в масштабе десятилетий [Olsen et al., 2008], а также то, что признаков замедления МТЦ в настоящее время нет [Cunningham et al. 2007; Willis, 2010; McCarthy etal., 2012].
Изменения интенсивности циркуляции глубинных вод субарктической Атлантики в масштабе десятилетий (1950-е - 1990-е гг.) были выявлены по данным глубоководных наблюдений на -55-60 с.ш. к юго-востоку от мыса Фарвель [Bacon, 1998; Соков, 2012]. Количественные оценки переноса глубинных вод показали, что расход ЗГПТ в море Ирмингера (рис. 1.13) [Bacon, 1998] и интегральный перенос глубинных вод на юг на -60 с.ш. [Соков, 2012] были максимальны в первой половине 1980-х гг. и минимальны во второй половине 1950-х гг. - начале 1960 гг. и первой половине - середине 1990-х гг.
Возможная причина выявленной изменчивости расхода ЗГПТ была найдена в изменениях суровости зим в районе формирования плотных арктических вод, дающих начало потоку субарктических глубинных вод в низкие широты. Была выдвинута гипотеза о связи между средними зимними температурами воздуха на о. Ян-Майен и расходом ЗГПТ в море Ирмингера (рис. 1.13) [Bacon, 1998]. Предположительно, низкие зимние температуры (суровые зимы) в приатлантической Арктике приводят к формированию больших объемов плотных арктических вод, поступающих в Атлантику над Гренландско-Шотландским хребтом, что, в свою очередь, приводит к увеличению расхода ЗГПТ [Bacon, 1998].
В случае справедливости этой гипотезы, смягчение зим в Арктике может привести или уже приводит к уменьшению интегрального переноса глубинных вод в низкие широты в нижнем звене МТЦ, и, возможно, - к замедлению МТЦ. Это могло бы иметь ряд негативных последствий: например, похолодание в северной Европе [Hansen et al., 2004]. Однако отсутствие свидетельств замедления МТЦ в Северной Атлантике [Cunningham et al. 2007; Willis, 2010; McCarthy et al., 2012] и стабильность интегрального переноса плотных арктических вод в Атлантику в масштабе десятилетий [Olsen et al., 2008] указывают на то, что эти опасения [Hansen et al., 2004] преждевременны.
Сравнение с независимыми оценками
Количественная информация о главных составляющих водообмена между Атлантикой и Северным Ледовитым океаном над Гренландско-Шотландским хребтом (ГШХ) доступна благодаря долговременным программам мониторинга [Macrander et al., 2005; 0sterhus et al., 2005, 2008; Dickson et al., 2008; Jochumsen et al., 2012] и синоптическим наблюдениям [Sutherland and Pickart, 2008]. Эта информация, вместе с оценками средних значений переноса вод через 59.5 с.ш., дает возможность оценить среднюю многолетнюю интенсивность водообмена между Исландским бассейном и морем Ирмингера над хребтом Рейкъянес и средние значения диапикнических потоков в районе между 59.5 с.ш. и ГШХ.
Эта оценка выполнена с использованием простой балансовой бокс-модели (рис. 2.8). Следуя методу, ранее использованному в работе [Lherminier et al., 2010], мы разделили район между 59.5 с.ш. и ГШХ на два домена: к западу и к востоку от хребта Рейкъянес; западный домен соответствует морю Ирмингера. По вертикали толща вод была разделена на три слоя, соответствующих тем интервалам плотности, для которых оценены интегральные значения переноса вод на 59.5 с.ш.: верхний слой (а0 27.55, верхнее звено МТЦст), промежуточный слой (27.55 (Т0 27.80) и слой глубинных вод (а0 27.80).
На южной границе (59.5 с.ш.) значения переноса вод соответствуют средним многолетним (2002-2008 гг.) значениям переноса через плоскость разреза по 59.5 с.ш. (см. рис. 2.5). На северной границе (ГШХ) значения переноса вод заданы следующим образом. Водообмен между Северным Ледовитым океаном и морем Ирмингера (западный бокс) представлен Исландской ветвью потока атлантических вод в Арктику (0.8 ± 0.3 Св на север) и Восточно-Гренландским течением (ВГТ, 2.0 ± 1 Св на юг) в верхнем слое, а также потоком плотных арктических вод в Атлантику (3.2 ±0.7 Св на юг) в нижнем слое [0sterhus et al., 2005; Sutherland and Pickart, 2008; Macrander et al., 2005]. Водообмен между северовосточным бассейном Атлантики и Норвежским морем (восточный бокс) представлен Фарерской и Шетландской ветвями потока атлантических вод в Арктику (7.6 ±0.9 Св на север) в верхнем слое и потоком плотных арктических вод из Норвежского моря в Исландский бассейн (3.1 ± 0.7 Св на юг) в нижнем слое [0sterhus et al., 2005, 2008; Olsen et al., 2008]. Интегральная величина заданного таким образом переноса вод над ГШХ совпадает с интегральным переносом вод через плоскость разреза по 59.5 с.ш. (0.1 Св на север). Интенсивность МТЦа над ГШХ, соответствующая суммарному переносу плотных арктических вод в Атлантику, составляет 6.3 ± 1 Св.
Определенный таким образом перенос вод на северной границе боксов основан на предположении о том, что (неизвестный) интегральный перенос в промежуточном слое по обе стороны от Исландии над ГШХ пренебрежимо мал в сравнении с переносом вод в верхнем и нижнем слоях, а также - в сравнении с переносом вод в промежуточном слое на 59.5 с.ш. Неопределенность, связанная с неизвестным водообменом в промежуточном слое над ГШХ, задана как погрешность определения суммарного переноса вод над ГШХ в верхнем и нижнем слоях (± 1.7 Св) и распределена поровну между западным и восточным боксами (±1.2Св для каждого бокса). Ввиду отсутствия долговременных измерений расхода ВГТ в Датском проливе мы (вынужденно) использовали синоптическую оценку расхода ВГТ (2 Св) [Sutherland and Pickart, 2008] и задали сравнительно большую неопределенность этой оценки (±50%). Также предполагается, что совместное использование средних многолетних (2002-2008 гг.) значений переноса вод через 59.5 с.ш. и оценок интенсивности водообмена над ГШХ корректно, несмотря на то, что оценки переноса вод над ГШХ основаны на наблюдениях, выполненных, преимущественно, в период со второй половины 1990-х гг. по первую половину-середину 2000-х гг. Это предположение основано на стабильности водообмена между Атлантикой и Северным Ледовитым океаном в масштабе десятилетий [Olsen et al., 2008; Hansen et al., 2010; Mork and Skagseth, 2010]. Мы также пренебрегли сезонной изменчивостью интенсивности водообмена над ГШХ, поскольку эта изменчивость мала в сравнении с погрешностями определения средних значений переноса вод, а также ввиду того, что сезонная изменчивость выявлена, по данным наблюдений, далеко не для всех компонентов водообмена [Macrander et al., 2005; 0sterhus et al., 2005, 2008; Hansen et al., 2010; Jochumsen et al., 2012].
Искомые значения переноса вод между бассейнами и слоями были получены из условия постоянства объема вод в каждом из боксов и слоев.
Перенос вод в верхнем (7.9 ±1.2 Св) и промежуточном (1.2 ±1.8 Св) слоях над хребтом Рейкъянес направлены на запад, а все диапикнические потоки между слоями направлены вниз - из вышележащего слоя в нижележащий. Этот результат отражает общий характер крупномасштабной циркуляции вод на севере Атлантического океана (рис. 1.1): часть вод, переносимых CAT и ТИ на север в восточной ветви Субполярного круговорота в верхнем звене МТЦ, рециркулирует в направлении на запад, и вследствие охлаждения трансформируется в более плотные воды нижнего звена МТЦ.
Интегральный диапикнический поток вод через поверхность ст0 = 27.55 (т.е., поток из верхнего слоя в промежуточный слой) в регионе между 59.5 с.ш. и ГШХ составляет 10.2 ± 1.7 Св. Этот поток, связанный с увеличением плотности вод в верхнем слое вследствие охлаждения, вместе с переносом плотных арктических вод над ГШХ в Атлантику ( 6 Св), образует интегральный перенос вод на юг в нижнем звене МТЦа на 59.5 с.ш. (16.5 ± 2.2 Св).
Можно с уверенностью утверждать, что диапикнический поток вод через поверхность Сто = 27.55 (-10 Св) происходит - по всей видимости, зимой - в море Ирмингера, а не в восточном бассейне. Летом на 59.5 с.ш. зонально осредненная глубина положения поверхности ст0 = 27.55 во внутренней и западной частях моря Ирмингера составляет -140 м, что значительно меньше, чем средняя мощность зимнего перемешанного слоя (300-500 м в 2000-х гг. [Vage et al., 2009]). Следовательно, зимнее конвективное перемешивание и связанное с ним увеличение плотности приповерхностных вод в море Ирмингера, безусловно, приводит к проникновению этих вод в слой 27.55 а0 27.80, т.е., - к трансформации приповерхностных вод в воды с плотностью а0 27.55. К востоку от хребта Рейкъянес мощность слоя а0 27.55 гораздо больше: она возрастает в направлении с запада на восток с -600 м до -1000 м, и положение изопикны а0 = 27.55 соответствует здесь выраженному минимуму в вертикальном распределении концентраций растворенного кислорода (рис. 1.6в). Таким образом, крайне маловероятно, что зимнее конвективное перемешивание затрагивает промежуточный слой (27.55 OQ 27.80) в восточном бассейне, по крайней мере, -непосредственно к северу от 59.5 с.ш.
Вывод о том, что воды переносимые CAT на север в верхнем звене МТЦа, охлаждаясь и увеличивая свою плотность, проникают в слой а0 27.55 именно в море Ирмингера, подтверждается данными о плотности поверхностных вод в субарктической Атлантике в зимние месяцы. В работе [McCartney and Talley, 1982] в контексте трансформации СПМВ в Субполярном круговороте обсуждалось постепенное увеличение плотности поверхностных вод, переносимых CAT и ТИ, по мере распространения этих вод на север. В частности установлено, что зимой плотность (а0) вод в верхнем перемешанном слое больше 27.55 в море Ирмингера и море Лабрадор и меньше этого значения на северо-востоке Атлантики [McCartney and Talley, 1982]. Климатология плотности поверхностных вод [Thierry et al., 2008] свидетельствует о том, что к северу от 59.5 с.ш. в феврале изопикническая поверхность а0 = 27.55 выходит на поверхность океана над хребтом Рейкъянес и хребтом между Исландией и Шотландией. Соответственно, зимой к северу от 59.5 с.ш. плотность поверхностных вод больше 27.55 в море Ирмингера и меньше 27.55 к востоку от хребта Рейкъянес. В контексте трансформации вод это означает, что постепенное увеличение плотности приповерхностных вод, переносимых на север CAT и ТИ в восточной ветви Субполярного круговорота, достигает кульминации на восточной границе моря Ирмингера, где эти воды обретают плотность сто 27.55 и, таким образом, трансформируются в плотные воды нижнего звена МТЦа. Описанная выше трансформация вод верхнего звена МТЦа в воды нижнего звена МТЦа не требует глубокой конвекции.
Субарктические промежуточные и глубинные воды
Промежуточные воды субтропического происхождения (СТПВ) распространяются на север из низких широт и на северо-востоке Атлантики идентифицируются по пониженному содержанию растворенного кислорода (-200-250 цмоль кг-1) на фоне богатых кислородом ( 250 цмоль кг-1) субарктических вод - Субполярной модальной воды (СПМВ) и Лабрадорской водной массы (ЛВ) (см. п. 1.2 и рис. 1.6 и 3.2). Основные компоненты СТПВ - Средиземноморская водная масса, распространяющаяся на север преимущественно вдоль европейского склона из Кадисского залива [Reid, 1979; Кукса, 1983; Сарафанов, 2004; Филюшкин и др., 2007; Lozier and Stewart, 2008; Сарафанов, 2008], и Антарктическая промежуточная водная масса (ААПВ), поступающая в регион с Северо-Атлантическим течением [Tsuchiya et al., 1992; Alvarez et al., 2004]. В субарктической Атлантике, к северу 50 с.ш., эти воды представлены в сильно трансформированном виде в плотностном интервале -27.5 а0 27.6 [Tsuchiya et al., 1992]. В период времени с 1960-х гг. по первую половину 1990-х гг. температура и соленость в этих вод уменьшались [Lozier and Stewart, 2008] (см. п. 1.3.1, рис. 1.9).
Количественная оценка изменений термохалинных характеристик СТПВ в 1990-2007 гг. состояла из трех этапов: (1) определение плотностного интервала и западной границы слоя СТПВ на разрезах, (2) расчет средних значений 8 и S в этом слое для каждой съемки и (3) построение временных рядов этих значений -временных рядов температуры и солености СТПВ.
Интервал плотности СТПВ (27.45 а0 27.65), репрезентативный для рассматриваемого интервала времени (1990-2007 гг.), и западная граница слоя СТПВ (25 з.д.) на -53 и 59.5 с.ш. (рис. 3.1) определены по О- -С -диаграммам и распределениям концентраций кислорода на разрезах (рис. 3.2). В качестве западной границы СТПВ выбран меридиан 25 з.д., к западу от которого на 59.5 с.ш. и -53 с.ш. плотностной интервал 27.45 а0 27.65 включает более холодные, богатые кислородом ( 250 цмоль кг-1) субарктические воды (рис. 3.2).
Временные ряды средних значений температуры и солености в слое СТПВ (27.45 а0 27.65 к востоку от 25 з.д.) на -53 и 59.5 с.ш. представлены на рис. 3.3. На -53 с.ш. температура и соленость СТПВ была минимальной в начале 1990-х гг. (1990-1992 гг.); после 1992 г. на этой широте температура и соленость СТПВ существенно выросли: на 0.67С и 0.121 епс соответственно. На 59.5 с.ш. вьывлен устойчивый рост температуры (на 0.35С) и солености (на 0.064 епс) СТПВ в 1997-2005 гг. и менее выраженное охлаждение и распреснение после 2005 г. (рис. 3.3). Эти изменения затронули весь слой СТПВ (в зональном направлении), что показано на рис. 3.4 для солености СТПВ на 59.5 с.ш.
Линейные регрессии показывают статистически значимые положительные тренды температуры и солености СТПВ на -53 и 59.5 с.ш. (рис. 3.3), близкие по величине на двух широтах: 0.49 ± 0.14С /10 лет и 0.088 ± 0.026 епс /10 лет (1992-2002 гг.) на -53 с.ш., 0.44± 0.05С/10 лет и 0.085 ± 0.007 епс/10 лет (1997-2005 гг.) на 59.5 с.ш. Таким образом, в середине 1990-х гг. охлаждение и распреснение в слое субтропических промежуточных вод на северо-востоке Атлантики сменилось выраженным устойчивым потеплением и осолонением этих вод, продолжавшимся, по крайней мере, до середины 2000-х гг.
Промежуточные и глубинны воды, формирующиеся на севере Атлантики, представлены тремя водными массами: Лабрадорской промежуточной водной массой (ЛВ), Северо-восточной (СВГВ) и Северо-западной (СЗГВ) глубинными водами (п. 1.2, рис. 1.2 и 1.6). С середины 1960-х - начала 1970-х гг. по 1990-е гг. эти воды охлаждались и распреснялись (п. 1.3). Распреснение глубинных вод (СВГВ и СЗГВ) [Dickson et al., 2002] рассматривалось рядом исследователей как возможный результат глобальных климатических изменений, предположительно, приводящих к распреснению вод океана в высоких широтах Северного полушария и, как следствие, - к распреснению субарктических глубинных вод (п. 1.3.2) [Curry et al., 2003; Peterson et al., 2006; Hansen et al., 2004]. Численные модели предсказывают продолжение распреснения глубинных вод в первой половине XXI века в случае продолжения глобального потепления [Wu et al., 2004].
Представленные ниже количественные оценки изменений температуры и солености субарктических промежуточных и глубинных вод на разрезе по 59.5 с.ш. в Атлантике (см. рис. 1.2 и 3.1) свидетельствуют о том, что в середине 1990-х гг. охлаждение и распреснение этих вод прекратилось и началось их потепление и осолонение.
На первом этапе исследования были количественно оценены изменения температуры и солености в толще субарктических промежуточных и глубинных вод в море Ирмингера и Исландском бассейне на разрезе по 59.5 с.ш. между съемками, выполненными в 1997, 2002, 2004 и 2006 гг. Этот этап исследования состоял в оценке изменений температуры и солености, осредненных в изопикнических интервалах, соответствующих слоям водных масс (таблица 3.1), а также изменений температуры и солености во всей толще промежуточных и глубинных вод на разрезе.
Интервалы потенциальной плотности (сто) и солености (епс) для слоев ЛВ (вЛВ и нЛВ), СВГВ и СЗГВ в море Ирмингера и Исландском бассейне. RA море Ирмингера Исландский бассейн масса интервал плотности интервал солености интервал плотности интервал солености ЛВ вЛВ 27.70-27.76 34.90 27.74-27.81 34.92 нЛВ 27.76-27.81 34.91 СВГВ 27.82-27.86 34.90 27.86 СЗГВ 27.90 - Слои водных масс были заданы - отдельно для моря Ирмингера и Исландского бассейна - с использованием фиксированных для каждой водной массы интервалов потенциальной плотности (сто) и солености (таблица 3.1, рис. 3.5), выбранных таким образом, чтобы эти интервалы были репрезентативны для всех съемок. После этого для слоя каждой водной массы в море Ирмингера и Исландском бассейне были рассчитаны средние значения потенциальной температуры и солености для каждой съемки путем осреднения CTD данных в пределах заданных интервалов. Временные ряды осредненных значений температуры и солености в слоях водных масс приведены на рис. 3.6. Полученные оценки (рис. 3.6) свидетельствуют о потеплении и осолонении ЛВ и глубинных вод в море Ирмингера и Исландском бассейне на 59.5 с.ш. в 1997-2006 гг. Рост температуры и солености в слое «верхней ЛВ» (вЛВ, см. п. 1.3.1) в море Ирмингера составил, соответственно, 0.2С и 0.022 епс. Температура и соленость в слое «нижней ЛВ» (нЛВ, см. п. 1.3.1) в море Ирмингера повысились на 0.23С и 0.04 епс. В Исландском бассейне между съемками 1997 и 2002 гг. средняя соленость в слое ЛВ практически не изменилась, но температура в слое понизилась на 0.04С, что, по всей видимости, было вызвано остаточным влиянием адвекции аномально холодной ЛВ, сформированной в море Лабрадор в первой половине 1990-х гг. В 2002-2006 гг. температура и соленость в слое ЛВ в Исландском бассейне повысились на 0.07С и 0.01 епс.
Субарктические промежуточные и глубинные воды
Рассмотрим механизм воздействия САК на температуру и соленость вод (рис. 4.8) на примере уменьшения индекса САК с середины 1990-х гг. Ослабление атмосферного воздействия на поверхность океана, связанное с уменьшением индекса САК (рис. 1.7 и 4.5), приводит к уменьшению интенсивности глубокой конвекции в субарктическом регионе [Lazier et al., 2002; Falina et al., 2007; Yashayaev, 2007; Vage et al., 2011a] и к замедлению крупномасштабной циклонической циркуляции вод в верхних слоях океана в Субполярном круговороте (п. 1.3, рис. 1.10) [Hakkinen and Rhines, 2004]. Ослабление конвекции приводит к уменьшению объемов поступления относительно холодных распресненных поверхностных субарктических вод на промежуточные глубины (в слой ЛВ), и, как следствие, - к росту температуры и солености на промежуточных глубинах (-1000-2000 м) в Субполярном круговороте (п. 3.2, рис. 3.8 и 3.9) [Falina et al., 2007; Yashayaev, 2007; Sarafanov et al., 2007b; Сарафанов и др., 2009]. Замедление круговорота сопровождается уменьшением его зональной протяженности - смещением Субполярного фронта на северо-запад (п. 4.1, рис. 4.1), что приводит к увеличению вклада теплых соленых субтропических вод в термохалинную структуру вод на северо-востоке Атлантики (п. 1.3.1 и 4.1) [Hatun et al., 2005; Bersch et al., 2007; Sarafanov et al., 2008]. Вследствие продвижения субтропических вод на север увеличивается температура и соленость приповерхностных [Reverdin, 2010], модальных (СПМВ) [Thierry et al., 2008] и промежуточных (СТПВ, п. 3.1 и 4.1, рис. 3.3) [Sarafanov et al., 2008] вод на северо-востоке Атлантики. Вовлечение этих вод потоком плотных арктических вод обуславливает передачу сигнала потепления и осолонення из верхних слоев океана глубинным водам (п. 4.1.2) [Sarafanov et al., 2010с]. Это ведет к росту температуры и солености в Субполярном круговороте на глубинах более 1500 115 2000 м (п. 3.2, рис. 3.7-3.10) [Sarafanov et al., 2007b; Сарафанов и др., 2009; Sarafanov et al., 2010c]. Таким образом региональные изменения интенсивности конвекции и крупномасштабной циркуляции вод, связанные с уменьшением индекса САК, приводят к потеплению и осолоненню в толще вод в Субполярном круговороте: на приповерхностных глубинах, в слое модальных вод, промежуточных вод субтропического происхождения и субарктических промежуточных и глубинных вод.
Долговременное усиление атмосферного воздействия на поверхность океана на севере Атлантики, связанное с увеличением индекса САК с середины 1960-х гг. по середину 1990-х гг. (рис. 1.7 и 4.5), вызывало изменения противоположные описанным выше. Усиление конвекции в море Лабрадор вело к охлаждению и распреснению вод на промежуточных глубинах в Субполярном круговороте (в слое ЛВ, -1000-2000 м, рис. 1.11 и 4.5) [Curry et al., 1998; Dickson et al., 2002; Johnson et al., 2005; Yashayaev, 2007; Yashayaev et al., 2007a; Yashayaev et al, 2007b]. Усиление циклонической циркуляции вод в Субполярном круговороте [Curry and McCartney, 2001; Hakkinen and Rhines, 2004, рис. 3b] сопровождалось увеличением зональной протяженности круговорота - смещением Субполярного фронта на восток [Bersch, 2002; Lozier and Stewart, 2008]. Расширение круговорота приводило к уменьшению поступления вод субтропического происхождения на север и, как следствие, - к уменьшению температуры и солености приповерхностных и промежуточных (СТПВ) вод на северо-востоке Атлантики (рис. 1.8 и 1.9в) [Lozier and Stewart, 2008; Reverdin, 2010]. Уменьшение температуры и солености СТПВ и ЛВ (рис. 1.9в и 4.5) вместе с распреснением плотных арктических вод (FSC на рис. 1.12), вело к долговременному охлаждению [Mauritzen et al., 2012] и распреснению [Dickson et al., 2002] субарктических глубинных вод (рис. 1.12 и 4.5).
В п. 4.1.2 установлено, что изменения солености плотных арктических вод, поступающих в Атлантику, не были причиной смены знака тренда солености СВГВ в 1996-1997 гг. Тем не менее, в более долгосрочной перспективе изменения солености плотных арктических вод, безусловно, вносят вклад в изменения солености глубинных вод субарктической Атлантики. Так, распреснение плотных арктических вод в 1960-х-1990-х гг. (DS и FSC на рис. 1.12) было одним из факторов распреснения субарктических глубинных вод [Dickson et al., 2002]. В недавнем исследовании [Eldevik et al., 2009] было показано, что в конце 1990-х гг. -начале 2000-х гг., т.е. спустя несколько лет после начала осолонення СВГВ, соленость плотных арктических вод начала увеличиваться. Это, безусловно, вносило вклад в осолонение СВГВ в 2000-х гг. Главный и принципиально важный для нас результат работы [Eldevik et al., 2009] состоит в том, что изменения температуры и солености плотных арктических вод представляют собой отсроченный результат изменений характеристик атлантических вод, поступающих в приатлантическую часть Северного Ледовитого океана. Другими словами, изменения термохалинных характеристик плотных арктических вод - отсроченное следствие (а не причина) изменений характеристик субарктических вод. Температура и соленость атлантических вод, поступающих в Арктику, [Holliday et al., 2008; Reverdin, 2010] зависят от связанных с САК изменений крупномасштабной циркуляции вод на северо-востоке Атлантики, а именно, - от зональной протяженности Субполярного круговорота и связанного с ней вклада субтропических вод в поток атлантических вод в Арктику [Bersch, 2002; Hatun et al., 2005; Bersch et al., 2007; Lozier and Stewart, 2008; Sarafanov et al., 2008]. Таким образом, воды приатлантической Арктики наследуют связанные с САК сигналы изменчивости термохалинных характеристик вод в верхнем звене МТЦ на севере Атлантики и возвращают эти же сигналы в Атлантику с потоком плотных вод в нижнем звене МТЦ.
