Содержание к диссертации
Введение
РАЗДЕЛ 1. Общие сведения о меридиональной циркуляции и переносах тепла в северной атлантике, материалы и метод их исследования 14
1.1. Физико-географическое описание района Северной Атлантики 14
1.2. Систематизация сведений о меридиональной циркуляции и переносах тепла в Северной Атлантике и методы их оценки 27
1.3. Материалы наблюдений 31
1.4. Методики расчета тепломассопереносов 40
1.4.1. Методика расчета меридиональных переносов тепла по прямым океанографическим измерениям. Анализ погрешностей 42
1.4.2. Методика расчета дрейфовых меридиональных переносов массы/тепла 54
1.4.3. Методика расчета свердруповских переносов массы/переносов тепла, обусловленных горизонтальной свердруповской циркуляцией 58
1.4.4. Методика расчета расходов течений в северо-западной части Северного субтропического антициклонического круговорота 60
1.5. Выводы к Разделу 1 65
РАЗДЕЛ 2. Оценки средних меридиональных тепломассопереносов в северной атлантике 66
2.1. Среднемноголетние интегральные меридиональные переносы массы/тепла 67
2.2. Среднемноголетние дрейфовые меридиональные переносы массы/тепла. Оценка их вклада в интегральный меридиональный перенос тепла 72
2.3. Среднемноголетние свердруповские переносы массы/переносы тепла, обусловленные горизонтальной свердруповской циркуляцией. Оценка их вклада в интегральный меридиональный перенос тепла 75
2.4. Среднемноголетние расходы течений северо-западной части Северного субтропического антициклонического круговорота 77
2.5. Выводы к Разделу 2 79
РАЗДЕЛ 3. Внутригодовая изменчивость меридиональных тепломассопереносов в северной атлантике 81
3.1. Внутригодовая изменчивость интегрального меридионального переноса тепла 81
3.2. Внутригодовая изменчивость дрейфового меридионального переноса массы/тепла 84
3.3. Внутригодовая изменчивость течений северо-западной части Северного субтропического антициклонического круговорота 86
3.4. Выводы к Разделу 3 96
РАЗДЕЛ 4. Синоптическая изменчивость меридиональных переносов тепла в северной атлантике и их вклад в интегральный меридіональній теплоперенос 98
4.1. Вихревые переносы тепла по данным зональных гидрологических разрезов99
4.2. Вихревые переносы тепла по данным автономных буйковых станций 103
4.3. Выводы к Разделу 4 108
РАЗДЕЛ 5. Межгодовая и междекадная изменчивость меридиональной циркуляции и переносов тепла в северной атлантике 110
5.1. Оценка вклада дисперсии, обусловленной изменчивостью меридиональных переносов массы/тепла различных масштабов, в суммарную дисперсию 111
5.2. Межгодовая и междекадная изменчивость меридиональных переносов массы/тепла 115
5.3. Межгодовая и междекадная изменчивость течений северо-западной части Северного субтропического антициклонического круговорота 122
5.4. Выводы к Разделу 5 127
Заключение 130
Список использованных источников
- Методика расчета меридиональных переносов тепла по прямым океанографическим измерениям. Анализ погрешностей
- Среднемноголетние дрейфовые меридиональные переносы массы/тепла. Оценка их вклада в интегральный меридиональный перенос тепла
- Внутригодовая изменчивость дрейфового меридионального переноса массы/тепла
- Вихревые переносы тепла по данным автономных буйковых станций
Методика расчета меридиональных переносов тепла по прямым океанографическим измерениям. Анализ погрешностей
Объект исследования, рассматриваемый в диссертационной работе, охватывает полосу широт 2,5 – 50 с.ш., а именно Экваториально-Тропическую, Субтропическую и южную часть Субполярной зоны Северной Атлантики.
Экваториально-Тропическая Атлантика (зона от экватора до 20 с.ш.), Субтропическая Атлантика (зона между 20 – 45 с.ш.) и Субполярная Атлантика (45 – 70 с.ш.) вместе представляют собой важный в научном и практическом отношении район Мирового океана. Здесь происходит обмен теплом и влагой между экватором и высокими широтами Северной Атлантики. В Экваториально-Тропической Атлантике постоянно накапливается огромное количество тепла и происходит тепло- и влагообмен между северным и южным полушарием [2, 12, 22, 129]. В Субполярной Атлантике формируются глубинные воды, распространяющиеся по всему Мировому океану [12, 57]. За счет конвекции холодных глубинных вод в очагах их формирования в Субполярной Атлантике и компенсирующего переноса относительно теплых вод термоклина на север, согласно схеме Стоммела [84], образуется глобальная термохалинная циркуляционная ячейка, которая обуславливает квазистационарный меридиональный перенос тепла на север в Атлантическом океане. Условное разделение Северной Атлантики на три зоны, обусловлено особенностями распределения водных масс и их термохалинных характеристик, различием системы круговоротов в исследуемом регионе Атлантического океана. Имеется значительное количество публикаций, посвященных циркуляции и структуре вод Северной Атлантики [1, 2, 4, 5, 7, 8, 9, 10, 12, 13, 17, 22, 59, 67, 81, 90, 92, 96, 129, 200, 231 и др.].
Структура водных масс Северной Атлантики. В Экваториально-Тропической Атлантике до глубины 500 м располагаются поверхностные и подповерхностные воды [22, 92, 129]. Согласно [82] в поверхностной структурной зоне формируются экваториальные (Э) и северотропические (Тс), субтропические (СбТ), Субарктические (СбАр) поверхностные водные массы. Экваториальные поверхностные водные массы отличаются от других вод низких широт самой высокой в открытом океане температурой (26 – 28 С), пониженной соленостью (33 – 35), они занимают толщину 150 – 300 м. Северотропические водные массы создаются в тропической циклонической макроциркуляционной системе. Толщина занимаемого ими слоя 300 – 400 м, температура 18 – 27 С, соленость 34,5 – 35,5 Субтропические поверхностные водные массы формируются в субтропических антициклонических системах на глубинах 400 – 500 м. Границами их служат тропические и субполярные фронты. Им свойственна максимальная для открытого океана соленость (35 – 37) и высокая температура (15 – 28 С). Промежуточные воды в Восточном бассейне (глубины 500 – 1200 м, потенциальная плотность 36,05 2 36,65 кг/м3) представлены антарктической промежуточной водной массой (ААПВ) пониженной солености [22]. ААПВ масса формируется южнее Полярного фронта при взаимодействии субантарктических соленых и теплых вод с холодными и распресненными поверхностными антарктическими водами. За счет охлаждения смешанная вода опускается и распространяется к северу до 20 с.ш. [82]. В Восточном бассейне на глубине от 1200 – 1300 м до дна находится североатлантическая глубинная вода (САГВ), традиционно подразделяемая на три составляющие: верхнюю североатлантическую глубинную воду (ВСАГВ, 1250 – 2000 м 36,65 2 36,95 кг/м3) повышенной солености, а также среднюю и нижнюю (ССАГВ и НСАГВ), вместе занимающие глубины 2000 – 4500 м (интервал плотности 2 36,95 кг/м3) выделяемые, прежде всего, по их гидрохимическим характеристикам. Непосредственно у дна в Восточном бассейне наблюдается слабое влияние холодной и распресненной антарктической донной воды (ААДВ). Отметим, что в работах [24, 226] высказана точка зрения, что ААДВ не распространяется в чистом виде в Восточный бассейн, где эта водная масса именуется также абиссальной или донной водой Восточного бассейна. ААДВ может проникать в Северную Атлантику посредством вихрей, которые имеют топографичекое происхождение.
Высокосоленая и теплая северная субтропическая поверхностная водная масса проникает до глубины 500 м [82]. Значительные ее запасы тепла и солей можно объяснить выносом теплых вод из экваториальных и тропических районов к полюсам в системе Гольфстрима, опусканием теплых поверхностных вод в центральной части ССАК, а также превышением испарения над осадками в районе ее расположения.
Средняя толщина слоя, занимаемая промежуточными водными массами, меняется от 600 – 800 (верхняя граница) до 1000 – 2000 м (нижняя граница) [82]. Основными компонентами промежуточных вод являются Северо-атлантическая промежуточная водная масса, поступающая в регион Субполярной Атлантики с Северо-Атлантическим течением [236] и Средиземноморская водная масса (СрПВ), поступающая на север вдоль европейского склона из Кадисского залива [207] (т.е. через Гибралтарский пролив вдоль берегов Португалии на север до 50 с.ш. и на запад до Срединно-Атлантического хребта на юг до 25 с.ш.). Промежуточная североатлантическая водная масса (СПВ) образуется в процессе опускания поверхностных высокосоленых вод, выносимых из тропических областей в высокие широты. В результате опускания вод в промежуточной структурной зоне создается водная масса с промежуточными значениями солености между высокосолеными поверхностными водами (37 - 35 ) и гомогалинными глубинными (35,0 - 34,9 ). Несмотря на довольно равномерное уменьшение температуры и солености вод с юга на север, в пределах всего обширного пространства, следует выделить две разновидности североатлантической промежуточной водной массы: южную (САю), совершающую антициклоническое обращение, и северную (САс) - в месте нахождения циклонической системы. Формирование промежуточной североатлантической водной массы имеет большое значение в образовании глубинных североатлантических вод.
Средиземноморская промежуточная водная масса, в отличие от других промежуточных вод Атлантического океана, определяется по максимуму солености в ее ядре. Она формируется в Средиземном море во время осеннего охлаждения. Вдоль оси СрПВ максимальная соленость на глубине около 1000 м постепенно понижается от 36 у пр. Гибралтар до 35 у Срединноатлантического хребта. Температура в тех же пределах уменьшается от 10-12 С до 7-8 С [82]. Северо-атлантическая промежуточная водная масса вносит несколько больший вклад в перенос тепла и солей, чем СрПВ. Постоянное охлаждение на поверхности и смешение с субарктическими холодными водами приводят к их опусканию.
Среднемноголетние дрейфовые меридиональные переносы массы/тепла. Оценка их вклада в интегральный меридиональный перенос тепла
Кроме этого, выполнялись оценки, в которых меридиональные тепломасоопереносы в океане вычисляются с помощью инверсного метода, позволяющего, по мнению авторов, получить более точные их оценки с учетом всей доступной океанографической информации [209, 241]. Выполнено также несколько обобщенных оценок МПТ в Атлантическом океане, основанных на комплексном анализе всех доступных данных наблюдений [5, 76, 126, 212, 225, 231].
По оценкам разных авторов, кросcэкваториальный перенос тепла в Северной Атлантике составляет порядка 1 ПВт (1 ПВт = 1015 Вт) и направлен на север. МПТ в океане достигает максимального значения (до 1,5 ПВт) в Субтропической Атлантике. Причем косвенные оценки [37, 106, 151, 168], а также оценки, полученные инверсными методами [209, 241], в среднем дают меньшие величины МПТ в Северной Атлантике по сравнению с прямыми оценками. Анализ последних с использованием наиболее точных океанографических данных, полученных по программе WOCE в 90-е годы XX в., подтвердил справедливость большинства выполненных ранее прямых оценок океанического МПТ.
Таким образом, между прямыми и косвенными оценками существуют систематические расхождения [212]. Отметим невысокую точность оценок меридиональных переносов массы и тепла по результатам диагностических расчетов [76], что обусловлено низким качеством используемого поля плотности и неточным расчетом баротропных течений. Последние, несмотря на свою малую величину, исключительно важны в общем балансе массы и тепла, что видно, в частности, и из простой схемы Стоммела. Для уменьшения уровня шумов, искажающих используемое поле плотности, в последние годы широко применяются адаптационные модели [76]. Смысл адаптации заключается в согласовании гидротермодинамических полей при помощи решения прогностической задачи с использованием крупномасштабной модели. Причем за начальные поля принимаются климатические данные, а расчет проводится до тех пор, пока средняя кинетическая энергия в расчетной области не установится. Это дает возможность использовать полезную часть климатической информации, отфильтровав шумы с помощью крупномасштабной модели. С другой стороны, выбор момента окончания адаптации является достаточно произвольным. Поскольку величина МПТ существенно зависит от этого момента (наряду с параметрами модели и выбранными граничными условиями), результат использования адаптационных моделей зависит в значительной степени от искусства исследователя [67]. В полудиагностических моделях в уравнения баланса и солей вводят дополнительный член, пропорциональный разности климатических и расчетных величин. Коэффициенты пропорциональности служат подгоночными параметрами при решении полной задачи [214]. Таким образом, полудиагностические модели можно считать разновидностью адаптационных. Прогностические модели не дают пока хороших результатов с точки зрения количественных характеристик меридиональных тепломассопереносов из-за плохого разрешения и грубости задания граничных условий на поверхности океана. Отметим в этой связи, что никакая, даже самая современная модель океанической циркуляции, не дает возможности с высокой точностью описать МПТ без достаточно точно заданных граничных условий и адекватной параметризации процессов перемешивания в океане [65]. Таким образом, основные закономерности климатической крупномасштабной изменчивости океанических полей решающим образом зависят от вида используемой параметризации мелкомасштабных процессов в главном термоклине. Особенно это касается моделирования долговременных тенденций океанической циркуляции и меридиональных переносов тепла, поскольку даже незначительные на первый взгляд изменения в параметризации высокочастотных процессов могут приводить при длительном интегрировании к принципиально отличающимся между собой результатам [106, 225]. Поэтому в настоящей работе не будет анализироваться меридиональный перенос тепла, рассчитанный с использованием различных моделей, а основное внимание будет уделяться так называемым прямым оценкам МПТ. Это название закрепилось за методом оценки МПТ по данным зональных гидрологических разрезов, начиная с работы [140].
Краткое описание современных массивов данных (WOCE, NCEP/NCAR, WODB, RAPID), применяемых для анализа основных масштабов изменчивости в системе океан-атмосфера. Для корректного исследования причин и механизмов изменений климата необходимо наличие качественных, однородных и длительных массивов данных наблюдений над максимально возможным количеством параметров взаимодействия океана и атмосферы. Накопление и хранение таких массивов данных, является одной из основных задач многих международных, региональных наблюдательных программ под патронажем WMO (World Meteorological Organization) и UNESCO (The United Nations Educational, Scientific and Cultural Organization). Однако имеющиеся на сегодняшний день данные позволяют на определенном статистическом уровне выделять и анализировать лишь отдельные временные масштабы изменчивости глобальной системы океан-атмосфера.
Достижения в науке и технике, а также усовершенствование компьютерных технологий, способствовали получению более точных, надежных климатических массивов данных, для исследования изменчивости на разных временных масштабах таких характеристик как дрейфовые меридиональные тепломассопереносы, свердруповские меридиональные переносы массы. Среди доступных данных ре-анализа глобальных атмосферных полей наиболее популярен массив Национального центра прогнозов США (NCEP/NCAR).
Однако, для лучшего представления циркуляции океанических вод необходимо иметь данные высоко-качественных глубоководных измерений от поверхности до дна океана, что требует координированных усилий, направленных на изучение глобального обмена теплом, импульсом между океаном и атмосферой.
World Ocean Circulation Experiment (WOCE) – первая научно-исследовательская программа, нацеленная на глобальное изучение Мирового океана и физических процессов, происходящих в нем. Программа WOCE является основной частью программы World Climate Research Program (WCRP), которая была основана в 1979 г. Всемирной Метеорологической организацией (WMO) и Международным советом научных союзов (International Council of Scientific Unions (ICSU)) совместно с Научным комитетом по океанографическим исследованиям (Scientific Committee on Ocean Research (SCOR)), Межправительственной океанографической комиссии ЮНЕСКО (Intergovernmental Oceanographic Commission (IOC) of UNESCO). Она подразумевала тесное сотрудничество ученых и специалистов разных стран мирового сообщества при провидении океанографического эксперимента. Выявлению причин изменения циркуляции в Северной Атлантике и разработке прототипа системы, который в будущем позволит отслеживать изменение структуры меридиональной термохалинной циркуляции, помимо WOCE имеются: программа по изучению субтропической циркуляции в Северной Атлантике – STACS (Subtropical Atlantic Circulation Study), WATTS (Western Atlantic Thermohaline Transport Study), а также программа по исследованию быстрого изменения климата и меридиональной циркуляции RAPID (Rapid Climate Change Program), продолжающая работать и сейчас.
Внутригодовая изменчивость дрейфового меридионального переноса массы/тепла
Внутригодовая изменчивость Флоридского течения. Первые сведения о внутригодовых изменениях расхода ФТ были приведены еще в 1938 г. [195]. Последующие попытки описания сезонного сигнала расхода ФТ были сделаны в работах [132, 158, 201, 221, 244]. В 1973 г. опубликовано одно из первых обобщенных описаний сезонного хода расхода ФТ, выполненное на основе большого количества различного типа данных [197]. Было показано, что на сезонные вариации расхода ФТ приходится приблизительно 45% общей изменчивости. Причем, согласно результатам работы [197] сезонный ход расхода ФТ характеризуется максимумом летом и минимумом в конце осени – начале зимы.
В 1982 году, под руководством американского Национального управления по океанам и атмосфере (NOAA) была начата программа по проведению непрерывного мониторинга расходов Флоридского течения с использованием субмаринного кабеля, пересекающего Флоридский пролив. Помимо этого привлекались данные инструментальных наблюдений, полученные в рамках программы по изучению субтропической циркуляции в Северной Атлантике (Subtropical Atlantic Circulation Study – STACS). Уже в 1985 г. по результатам этих исследований была опубликована серия работ, посвященных Флоридскому течению [171, 176, 188, 194, 222]. Некоторые из них (например, [194]) подтвердили результаты работы [197], касающиеся оценок сезонной изменчивости ФТ. Результаты же других работ [100, 176, 222] – указывают на наличие существенных противоречий. Так, в работе [100] по данным кабельных наблюдений ежедневных расходов ФТ за 16-летний период с 1982 по 1998 гг. было показано, что выделяются значительные изменения в сезонном цикле. В первые 8 лет хорошо выделяется летний максимум (в июле-августе) расхода ФТ и быстрое его уменьшение в октябре, что согласуется с результатом работы [197]. В следующие восемь лет получен совершенно другой результат. В соответствие с ним, внутригодовой цикл расходов ФТ характеризуется промежуточным минимумом, разделяющим летний максимум на два.
Среднемноголетнее значение расхода ФТ, вычисленное в работе [28] по всей совокупности данных, составляет 31,8 Св. Среднемноголетний годовой цикл ФТ характеризуется максимумом в середине лета ( 33 Св) и минимумом в середине зимы ( 30,6 Св) (рис. 3.5). Причем, этот цикл обусловлен главным образом годовой гармоникой. Ее вклад в дисперсию среднемесячных значений расхода ФТ составляет 91%, тогда, как на долю полугодовой гармоники приходится всего 4% флуктуаций среднемесячных значений расхода ФТ. Как видно из рис. 3.5, полученные результаты качественно согласуются результатами работы [197], хотя численные значения характеристик сезонной изменчивости расходов ФТ отличаются от величин приведенных в цитируемой работе. Главные же особенности приведенных графиков заключаются в том, что велика изменчивость самих значений . В частности стандартные отклонения этих величин от значений том, что статистические характеристики сезонных флуктуаций расхода ФТ нестабильны во времени, что, объясняет результаты работы [197]. В целях выявления межгодовой изменчивости статистических характеристик сезонного цикла ФТ, в разделе 5 будут вычислены также и характеристики для каждого года из 26-летнего периода.
Внутригодовая изменчивость Антильского течения. На основании данных RAPID и WOCE были оценены среднемесячные локальные переносы массы для зимы (февраль) и осени (октябрь) на 26 сш. 72 – 77 з.д. в Субтропической Атлантике (табл. 3.3). Анализ табл. 3.3 показывает, что основной перенос массы северного направления в этой полосе долгот осуществляется в верхнем 800-метровом слое. Ниже происходит смена знака переноса массы на противоположный. Описанная структура циркуляции согласуется с ее представлением в работах [109, 131, 154, 175, 191, 198, 245]. Действительно, в верхнем 800 м слое расположено направленное на север Антильское течение, ниже которого наблюдается Западное граничное глубинное течение (ЗГГТ) южного направления. Более детально структура течений в рассматриваемом регионе видна на рис. 3.6, который свидетельствует о наличии интенсивного подповерхностного течения с ядром, расположенным на глубине 400 м, с максимумом скорости меняющегося от сезона к сезону от 0,3 до 0,8 м/с. В среднем за год расход течения в поверхностном слое (выше отмеченного ядра) мал, поскольку течения здесь знакопеременны (меридиональная компонента варьируют от -30 до 30 см/с).
На глубине 1000 - 1200 м расположено ядро ЗГГТ южного направления, скорости течения здесь изменяются в течение года от -10 до -30 см/с. Исключением является ноябрь месяц на станции, расположенной на 26 с.ш., 75,8 з.д. (рис. 3.6), где ЗГГТ поменяло свое направление на северное, однако уже в декабре оно вновь приобрело свою южную направленность. Из совместного анализа вертикальних профилей меридиональной и зональной компонент скорости (рис. не приводится) следует, что течения на 26 с.ш. Субтропической Атлантики преимущественно имеют меридиональную направленность. Однако на 75,8 з.д. зональная компонента скорости также существенна, и может достигать 40 см/c (течения восточных направлений отмечались в мае, августе и ноябре).
Локальный перенос массы в верхнем 800-метровом слое, оцененный в настоящей работе между 72 – 77 з.д. на 26 с.ш. Субтропической Атлантики для февраля и октября месяца равен 8,5 Св и 13,5 Св соответственно, т. е. его значения в верхнем 800-метровом слое зимой меньше, чем осенью, а в слое 1000 – 1400 м – наоборот (табл. 3.3). Остальные месяцы недостаточно хорошо охвачены данными наблюдений, поэтому переносы для них не рассчитывались.
В диссертационной работе не оценивался внутригодовой цикл переносов массы в окрестности 72 - 77 з.д. в Субтропической Атлантике, т.к. это было сделано в работах [126, 175]. В работе [175] на основании данных буев STACS-8, STACS-10, WATTS во внутригодовом цикле локального переноса массы между 72 - 77 на -26 с.ш. Субтропической Атлантики были выделены максимумы летом и зимой и минимумы, приходящиеся на середину весны и середину осени. В работе [126] показано, что перенос массы достигает максимального значения зимой, минимального - осенью, а также отмечается наличие вторичного максимума - летом и минимума - весной. В работе [175] эта особенность внутригодового цикла связывается с баротропным откликом на удаленное или локальное ветровое воздействие. В ней также показано, что в изменчивости переносов на масштабах меньше полугодового доминируют синоптические вихри, распространяющиеся на запад со скоростью 4 см/c. Соответствующий пространственно-временной масштаб характеризуется длиной волны 335 км и типичными периодами 70 – 100 сут. В работе [154] это объясняется рециркуляцией вод в западной части ССАК и с существованием локальных вихревых образований северо-восточнее Абако, что подтверждается исторически сложившейся концепцией о непостоянстве Антильского течения в верхнем 1000-метровом слое [138, 245].
На рис. 3.7 представлена внутригодовая изменчивость локального переноса массы на 26 с.ш. между 75 – 75,8 з.д. в Субтропической Атлантике в 800-метровом слое (т.е. в Антильском течении). Максимум годовой гармоники наблюдается летом-осенью, а минимум – зимой-весной. Это подтверждается оценками, полученными в работе [191]. Следует отметить, что помимо первичного максимума в августе, хорошо выделяются вторичные максимумы в мае и ноябре. Наличие четырехмесячного пика в спектре течений, наряду с пиками годовой и полугодовой гармоник, отмечено в работе [86]. Аналогичные пики выделяются во внутригодовом цикле ветра [235, 238], интегральных меридиональных переносах тепла [187, 175]. Анализ отдельных профилей меридиональной скорости, полученных на станциях, расположенных между 75 и 75,8 з.д., также подтверждают наличие отмеченных максимумов, приходящихся на конец весны и конец осени (рисунок не приводится). Внутригодовой цикл АТ очень хорошо согласуется с его историческими описаниями в работах [65, 138, 191]. Отметим, что в среднемноголетнем сезонном цикле ФТ отсутствуют экстремумы в мае и ноябре. О том, что расходы Антильского и Флоридского течений не коррелируют между собой на внутригодовом масштабе свидетельствуют также оценки, приведенные в работе [191].
Вихревые переносы тепла по данным автономных буйковых станций
В последнее время особый интерес вызывают не только исследования проявлений низкочастотной изменчивости течений с-з части ССАК, но и выявление причинно-следственных связей их изменчивости с вариациями внешних факторов, формирующих и поддерживающих эту систему течений. Имеющиеся на сегодняшний день работы, подтверждают наличие связей между колебаниями течений с-з части ССАК и вариациями различных гидрометеорологических параметров климатической системы на межгодовых масштабах. В частности, с вариациями свердруповского переноса, обусловленного крупномасштабной завихренностью ветрового поля [31, 33, 124, 219, 220].
В работах [26, 31, 33] было установлено, что реакция системы течений Флоридское – Гольфстрим на межгодовые колебания завихренности крупномасштабного ветра в ССАК происходят приблизительно с 1–2-летним запаздыванием (рис. 5.6 б и 5.7 с).
При этом и декадные и межгодовые его изменения Гольфстрима на 25–30% обусловлены низкочастотными колебаниями завихренности поля ветра в Субтропической Атлантике. Межгодовая изменчивость меридионального свердруповского переноса в ССАК не является единственным механизмом, генерирующим межгодовые колебания расходов Гольфстрима. Изменчивость потоков тепла на границе раздела океан-атмосфера, по-видимому, не менее важна [33]. В работе [124] получено, что больше половины изменчивости расхода ФТ с периодами 3–12 лет обусловлено низкочастотными вариациями свердруповского переноса. Предполагается, что остальная часть изменчивости ФТ также может быть связана с изменчивостью термохалинных факторов [220].
Основные результаты 5 раздела диссертационной работы заключаются в следующем: Подтверждено, что в рядах свердруповских переносов массы, и ДМП массы выделяются несколько типичных масштабов низкочастотной изменчивости 2–4 года, 10–20 лет, и более 20 лет. Выявлено, что в Тропической Атлантике существенная доля дисперсии ДМП массы (54%) и свердруповских переносов массы (26%) приходится на периоды более 20 лет. При этом в субтропических и средних широтах основная энергия флуктуаций сосредоточена в более высокочастотной части спектра (с периодом 2–4 года). Частично, этот результат связан с высоким уровнем шумов, присутствующих в исходных данных, и проявляющихся в повышенном уровне более высокочастотных флюктуаций.
Впервые проведен сравнительный анализ интегральных меридиональных переносов массы (тепла), полученных разными авторами по данным прямых наблюдений за 1957–2004 гг., включая оценки, рассчитанные в настоящей работе по данным WOCE, а также ДМП массы (тепла) и свердруповских переносов (переносов тепла, обусловленных горизонтальной циркуляцией), оцененных в настоящей работе по данным ре-анализа NCEP/NCAR 1948 – 2008 гг. Он показал, что в Субтропической Атлантике переносы изменяются с возможным периодом 60– 65 лет. Эти колебания обусловлены вариациями термохалинных характеристик в источниках формирования водных масс, изменчивостью форм и положений основных круговоротов в Северной Атлантике и изменениями атмосферного воздействия над регионом. Максимального значения интегральные переносы здесь достигают в 90-е гг., а минимального в середине 60-х гг. Усиление суммарного МПТ в Субтропической Атлантике на этих временных масштабах сопровождается смещением центра Северного Субтропического антициклонического круговорота к юго-западу. Выявить статистически значимые тенденции в изменениях ДМП тепла и переносов тепла, обусловленных свердруповской горизонтальной циркуляцией в Субтропической Атлантике за рассматриваемые периоды наблюдений не удалось.
Обнаруженные положительная тенденция дрейфового меридионального переноса массы (тепла) на 10 с.ш. Тропической Атлантики и отрицательная тенденция на 50 с.ш. свидетельствует об одновременной интенсификации ДМП в низких и высоких широтах в рассматриваемый период. Вместе с тем, выделенный тренд при наличии высокоамплитудной изменчивости с периодом, на несколько лет превышающим длину анализируемых рядов, является следствием неполного охвата данными наблюдений этого периода, чем свидетельством реального долговременного усиления ДМП в этих широтах. – Доказано, что межгодовая изменчивость расхода Флоридского течения проявляется как в межгодовых вариациях текущих среднегодовых значений его расходов, так и в вариациях амплитуд двух первых гармоник (годовой и полугодовой). Этим и объясняются расхождения в описаниях годового цикла ФТ, имеющие место в работах, опубликованных ранее. – Подтверждено, что главными механизмами, формирующими низкочастотную изменчивость ФТ, являются вариации свердруповского переноса, обусловленного крупномасштабной завихренностью ветрового поля, а также изменчивость термохалинных факторов. Межгодовая изменчивость расходов Гольфстрима лишь на 50 % обусловлена низкочастотными колебаниями завихренности поля ветра в Субтропической Атлантике, при этом не менее важна изменчивость потоков тепла на границе раздела океан-атмосфера. Подтверждено, что реакция системы Гольфстрим, включая и Флоридское течение, на колебания свердруповского переноса происходит с 1 – 2-летним запаздыванием.
