О механизме обратной связи в системе океан-атмосфера в районе Баренцева моря

Катрина Калавиччи

О механизме обратной связи в системе океан-атмосфера в районе Баренцева моря

Цель данной выпускной квалификационной работы – исследование характера функционировании механизма положительной обратной связи в системе океан-атмосфере в регионе Баренцева моря по данным реанализов.

География

Дипломы

Вуз: Санкт-Петербургский государственный университет (СПбГУ)

ID: 5f23f164cd3d3e0001b1ff8f

UUID: f52f92c0-b545-0138-1038-0242ac180006

Язык: Русский

Опубликовано: больше 3 лет назад

Просмотры: 3

21.54

Катрина Калавиччи

Комментировать 0

Рецензировать 0

Скачать - 2,8 МБ

Поделиться работой

ПРАВИТЕЛЬСТВО РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ «САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ» (СПбГУ) Институт наук о Земле КАЛАВИЧЧИ Катрина Альбертовна Выпускная квалификационная работа О механизме обратной связи в системе океан-атмосфера в районе Баренцева моря Бакалавриат Направление подготовки 05.03.03 «Гидрометеорология» Профиль «Океанология» Научный руководитель: доцент кафедры океанологии, к.г.н. Башмачников И.Л. Рецензент: директор фонда «Нансен-Центр», к.ф.-м.н. Бобылев Л.П. Санкт-Петербург 2020

Оглавление Введение ....................................................................................................................................... 3 Глава 1. Физико-географическое описание района ............................................................. 6 Глава 2. Данные и методы анализа......................................................................................... 8 Глава 3. Анализ океанических и атмосферных потоков тепла ....................................... 12 3.1 Анализ конвергенции океанических и атмосферных потоков тепла в Баренцевом море ........... 12 3.2 Связь площади ледяного покрова с потоками тепла в Баренцево море ........................................ 14 Глава 4. Причины междекадной изменчивости океанического потока тепла в Баренцево море ......................................................................................................................... 16 4.1 Роль температуры и скорости течения в изменчивости потоков тепла в Баренцево море .......... 16 4.2 Сравнительный анализ межгодовой изменчивости океанических потоков тепла Норвежского, Нордкапского и Западно-Шпицбергенского течений ........................................................................... 19 4.3 Роль ветра в формировании изменчивости океанического потока тепла на входе в Баренцево море ........................................................................................................................................................... 20 Глава 5. Влияние океанической адвекции тепла на метеорологические характеристики ......................................................................................................................... 24 5.1 Влияние на вертикальные потоки тепла в атмосферу .................................................................... 24 5.2 Изменение поля давления ................................................................................................................. 27 5.3 Изменение характера атмосферной циркуляции............................................................................. 30 5.4 Изменение конвергенции атмосферных потоков тепла.................................................................. 31 Выводы ....................................................................................................................................... 34 Список литературы .................................................................................................................. 38 2

Введение С начала XXI века в северном полушарии отмечается замедление повышения среднегодовой приземной температуры воздуха, однако в Арктике повышение температуры продолжается теми же темпами (Семёнов, 2008), что связывают с уменьшением площади арктического льда (Screen, Simmonds, 2010; Polyakov et al, 2010). При этом сокращение площади ледяного покрова в Баренцевом море в последние десятилетия является максимальным в арктическом регионе (Parkinson, Cavalieri, 2008; Screen, Simmonds, 2010). Сплоченность льда здесь уменьшается в среднем на 21% за 10 лет (Михайлова, Юровский, 2017). К основным причинам изменчивости площади ледяного покрова в Баренцевом море относят колебания адвекции тепла океаном (Årthun et al., 2012; Kauker et al., 2003), изменчивость выноса льда из Северного Ледовитого океана (Koenigk et al., 2009), изменение количество циклонов в регионе (Sorteberg, Kvingedal, 2006). Переносимое океаном и атмосферой тепло в регион Баренцева моря может являться одним из значимых факторов наблюдаемого «арктического усиления». Эти адвективные потоки тепла формируют ледовые условия в Баренцевом море и оказывают влияние на климат всего Евразийского сектора Арктики (Зуев и др., 2012; Jungclaus, Koenigk, 2010). На данный момент нет единого мнения о величине относительного вклада океанических и атмосферных потоков тепла в продолжающееся сокращение площади ледяного покрова. Одни авторы указывают на основной вклад адвекции тепла океаном (Årthun et al, 2012), другие же считают, что на межгодовую изменчивость ледяного покрова большее влияние оказывает атмосферная циркуляция (Sorokina et al., 2016). Однако атмосфера влияет на тепловой баланс Баренцева моря не только за счёт переносимого ею тепла. Атмосферная циркуляция во многом определяет и интенсивность океанического потока тепла на входе в Баренцево море (Smedsrud et. al, 2013). В работах (Loeng et al., 1991; Bengtsson et al., 2004), на основе результатов численного моделирования, был описан механизм положительной обратной связи в системе океан-атмосфера в Баренцевом море. В частности, было показано, что увеличение океанического потока тепла на входе в Баренцево море вызывает сокращение площади ледяного покрова (Bengtsson et al., 2004): коэффициент корреляции между этими двумя показателями при 5-летнем осреднении составил -0,6, как для зимних, так и для среднегодовых значений. Уменьшение площади ледяного покрова увеличивает площадь отдачи тепла с поверхности моря, в нижней тропосфере усиливается циклоническая завихренность, которая увеличивает градиент давления между Шпицбергеном и северной частью Норвежского побережья, что приводит к усилению юго-западных ветров в западной 3

части моря, а они, в свою очередь, увеличивают океанический и атмосферный приток тепла в Баренцево море (Рис.1). Этот механизм был выделен на основе данных модели взаимодействия океана и атмосфера без ассимиляции. Рис. 1 Схема механизма положительной обратной связи в Баренцевом море (по Bengtsson et. all, 2004) Мелководное Баренцево море является одним из крупнейших районов аккумуляции теплых Атлантических вод Северного Ледовитого океана. Изменчивость потока атлантического тепла во многом определяет изменчивость климатических характеристик над Баренцевым морем и над значительной частью Арктики (Jungclaus, Koenigk, 2010), и понимание характера и причин этой изменчивости важны для прогноза изменений климата региона. Практическое значение исследования региональных климатических изменений в Арктике заключается в прогнозировании возможности освоения запасов нефти, природного газа и минеральных ресурсов в данном регионе. Кроме того, изменения ледовых условий в регионе оказывают существенное влияние на навигацию по значительной части Северного морского пути, который позволяет сократить расстояние между основными портами Европы и Азии примерно на 7000 км (Hansen C. Ø. et al., 2016). Цель данной выпускной квалификационной работы – исследование характера функционировании механизма положительной обратной связи в системе океан-атмосфере в регионе Баренцева моря по данным реанализов. Для достижения поставленной цели в настоящей выпускной квалификационной работе решаются следующие задачи: 4

1. Рассчитать среднегодовые и сезонные значения океанических и атмосферных потоков тепла в Баренцевом море и выделить линейные тренды. 2. Выявить связь изменчивости площади ледяного покрова Баренцева моря с атмосферным и океаническим потоками тепла. 3. Оценить вклад температуры воды и скорости течения в формирование изменчивости океанического потока тепла на входе в Баренцево море. 4. Рассчитать среднегодовые значения океанического потока тепла через разрезы в Норвежском и Гренландском морях, выделить линейные тренды, и оценить их связь с потоками океанического тепла в Баренцево море. 5. Выявить связь изменчивости скоростей Мурманского, Нордкапского и Возвратного течений со скоростью ветра. 6. Выявить связь изменчивости вертикальных потоков тепла, атмосферного давления и характера атмосферной циркуляции с океаническим потоком тепла. 5

Глава 1. Физико-географическое описание района На характер циркуляции в Баренцевом море оказывает влияние крупномасштабная атмосферная циркуляции, приток вод из соседних морей, рельеф дна, приливы и другие факторы. Основной особенностью является движение вод против часовой стрелки. В южной части моря теплые воды атлантического происхождения текут на восток, к западу от Новой Земли трансформированные воды движутся на северо-восток и север, а в северных районах холодные арктические воды идут на запад и юго-запад (Зубов, 1946). Теплые воды впадают в южную часть Баренцева моря из Норвежского моря в качестве Нордкапского течения в виде двух ветвей (Loeng, 1991). Далее часть атлантических вод течет на северо-восток, а другая часть идет на восток, в сторону Новой Земли. Модифицированная атлантическая вода, в конце концов, попадает в Северный Ледовитый океан между Новой Землей и Землей Франца-Иосифа. Меньшие объемы атлантической воды также поступают в море в виде подповерхностного потока с севера между Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа (Pfirman et al., 1994; Матишов и др., 1998). Эта ветвь не простирается очень далеко на юг, но может оказать существенное влияние на климат северной части Баренцева моря. Также модифицированные атлантические воды входят в северо-восточное Баренцево море с юго-восточной части Земли Франца-Иосифа (Loeng et al., 1993; Ожигин, Ившин, 1999; Schauer et al., 2002). Норвежское береговое течение идет на восток, следуя вдоль береговой линии. Оно несет относительно пресную воду из Балтийского и Северного морей и снабжается пресной водой из рек. Зимой течение глубокое и узкое, а летом широкое и мелкое, и оно имеет сильный сезонный сигнал в температуре (Aure et al. 1988) (Рис.2). Общий температурный режим Баренцева моря определяется двумя основными факторами: адвекцией вод из соседних морей и теплообмен с атмосферой (Ingvaldsen et al., 2003). Наблюдается общее снижение температуры с запада на восток и с юга на север в течение всех сезонов года. В юго-западной и центральной частях моря температура остается положительной в течение всего года. В северных частях есть холодный промежуточный слой с температурой ниже -1 °C, который снова подстилается более теплыми водами. Ледовая обстановка в Баренцевом море определяется влиянием как Атлантического, так и Северного Ледовитого океанов, а также атмосферными условиями. Отличительной особенностью Баренцева моря является высокая сезонная изменчивость протяженности льда. В сентябре наблюдается минимальная процентная доля площади моря, покрытой льдом (в среднем 5%). Максимальный ледяной покров отмечается в апреле (от 35 до 85%, 6

со средним значением 61%). Межгодовая изменчивость велика и зависит от того, является зима мягкой или суровой (Зубакин 1987; Терзиев и др., 1990). Большая часть льда, наблюдаемого в Баренцевом море, образуется непосредственно в самом море, но также дрейфующий лед поступает через проливы между Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа (Kwok et al. 2005; Ellingsen et al. 2009). Кроме того, морской лед может поступать из северо-западной части Карского моря. Расчеты теплового бюджета для незамерзающей части Баренцева моря дают ежегодные средние значения теплопотерь 60-186 Вт/м2 через морскую поверхность (Hakkinen, Cavalieri 1989; Simonsen, Haugan 1996; Artun, Schrum 2010). Основную роль в теплопотерях играет явный поток тепла, который составляет 37% от общего объема. Тепловые потери, обусловленные испарением (скрытый поток тепла) и длинноволновым радиационным балансом, примерно составляют 32% и 31%, соответственно. Адвекция тепла течениями играет основную роль в приросте тепла (58%). Она в 1,4 раза превышает поглощенную солнечную радиацию (42%). Эти результаты подтверждаются Smedsrud et al. (2010), в которой выявлен еще более значительный вклад адвекции тепла океаном в общем приросте тепла (74%). Северный Ледовитый океан и его шельфовые моря очень чувствительны к изменениям климата. Баренцево море, находится на границе между теплой Атлантикой и холодной Арктикой. В крупномасштабной атмосферной циркуляции в Северной Атлантике доминируют Исландский минимум и Азорский максимум, которые вызывают перенос теплого и влажного воздуха из Северной Атлантики в Баренцево море, прежде всего циклонами (Sorteberg, Kvingedal, 2006). Однако на Баренцево море также оказывают влияние циклоны из Восточно-Сибирского морского региона, проходящие вдоль границ Северного Ледовитого океана (Sorteberg, Kvingedal, 2006). Таким образом, атмосферные условия как в Северной Атлантике, так и в Арктике оказывают влияние на долгосрочные колебания температуры воздуха и воды в Баренцевом море. Теплое Нордкапское течение впадает в юго-западную часть Баренцева море, играя доминирующую роль в тепловом бюджете региона. Изменчивость этого течения оказывает существенное влияние на изменчивость климата данного района. 7

Глава 2. Данные и методы анализа В расчетах адвективных атмосферных потоков тепла через границы района исследований (Рис. 2) были использованы данные по температуре воздуха и скорости ветра базы ERA-Interim1 с пространственным разрешением 0,75 градуса и дискретностью 6 часов. Рис. 2 Карта исследуемого региона. Черными линиями показаны разрезы, через которые рассчитывались океанические (сплошные линии) и атмосферные (штриховая линия) потоки тепла. Стрелками показана схема распространения атлантических (красными) и арктических (синими) вод. Серыми линиями показаны границы районов Баренцева моря. НСТ – Норвежское склоновое течение, НкТ – Нордкапское течение, ЗШТ – Западно-Шпицбергенское течение, МТ – Мурманское течение, ВТ – Возвратное течение. Атмосферные потоки тепла через границы Баренцева моря рассчитывались по формуле: 𝑄" = 𝑡в ∗ 𝑣в ∗ 𝜌в ∗ С+в ∗ ∆𝑧 ∗ ∆𝑥, 1 http://apps.ecmwf.int/datasets 8

где tв – температура воздуха (оК), 𝑣в – скорость ветра (м с-1); 𝜌в = 1 +0 0 ∗2в +1 +4 4 ∗2в – плотность воздуха (кг м-3); С+в = 1005 Дж кг-1 °К-1 – удельная теплоемкость воздуха; ∆𝑧 – высота ячейки (столба воздуха, м); ∆𝑥 – горизонтальный масштаб ячейки (разреза, м), 𝑝6 , 𝑝7 парциальные давления, 𝑅6 , 𝑅7 – удельные газовые постоянные сухого воздуха и водяного пара, соответственно. Для расчета океанических потоков тепла использовались данные по температуре воды и скорости течения базы ARMOR-3D2, которая предоставляет четырехмерные поля характеристик на регулярной сетке с пространственным разрешением 0,25 градуса, на стандартных океанографических горизонтах с дискретностью 1 месяц, начиная с 1993г. Для получения интерполированных полей массива комбинируют натурные и спутниковые наблюдения. In situ вертикальные профили температуры и солености получены CTDзондами, буями ARGO и батитермографами XBT. Спутниковые наблюдения включают в себя спутниковую альтиметрию (AVISO3) и температуру поверхности океана (Raynolds SST4). В массиве также используются данные скоростей поверхностных течений, полученные с помощью поверхностных дрейфующих буев. Данные по температуре и солености в узлах регулярной сетки получают в два этапа. Вначале, в каждой точке, строятся «синтетические» профили, на основе полученных ранее зависимостей между температурой (или соленостью) на различных горизонтах и аномалиями температуры поверхности океана и уровня моря, полученных по спутниковым данным. После чего, методом оптимальной интерполяции, «синтетические» профили и профили in situ, с разными весовыми коэффициентами, интерполируются в точки регулярной сетки. Течения на поверхности моря получены по данным спутниковой альтиметрии и буев, а течения на стандартных горизонтах получают путем экстраполяции поверхностных геострофических течений вглубь океана с использованием геострофических соотношений и данных о плотности воды. Последние рассчитываются в узлах регулярной сетки по рассчитанным полям температуры и солёности (Larnicol et al, 2006). В формируемых массивах использование спутниковых данных (с высоким пространственно-временным разрешением) наряду с эпизодическими наблюдениями in situ высокой точности позволяет более объективно оценивать пространственно-временную изменчивость океанологических характеристик, чем результаты интерполяции только по данным in situ. http://marine.copernicus.eu https://www.aviso.altimetry.fr 4 https://www.nhc.noaa.gov/sst/ 2 3 9

Океанический поток тепла рассчитывался как перенос тепла через исследуемые разрезы (Рис. 2) по формуле: 𝑄О = (𝑡; − 𝑡б ) ∗ 𝑣т ∗ 𝜌 ∗ С+ ∗ ∆𝑧 ∗ ∆𝑥, где tо – температура воды (°C), tб = -1,8 °C – «базовая температура» (принята температура замерзания морской воды), 𝑣т – скорость течения (м с-1), 𝜌 = 1030 кг м-3 – плотность воды, С+ = 4183 Дж кг-1 °C-1 – удельная теплоемкость воды. Расчёт океанического потока тепла на входе в Баренцевом море проводился через западную границу, между северной границей Норвегии и Медвежьим островом. В предыдущих исследованиях приток тепла в Баренцево море через этот разрез оценивался примерно в 50 ТВт (при tб =0 °C) (Smedsrud et al., 2010; Skagseth et al., 2008). Количество тепла, приносимое в Баренцево через северную границу моря, на порядок меньше, ~1 (+/5) ТВт (Smedsrud et al., 2010; Smedsrud et. al., 2013), а наличие ледяного покрова в северной и восточной частях моря затрудняет получение достоверных данных о гидродинамических характеристиках в этих районах. В данной работе океанические потоки тепла через северную и восточную границы не учитывались, т.к., при практическом отсутствии наблюдений и регулярном присутствии ледяного покрова, эти потоки скорее будут вносить ошибку, нежели уточнять расчеты. Таким образом, изменчивость конвергенции океанического потока тепла в Баренцевом море описывается изменением океанического потока тепла на западной границе моря. Для оценки изменчивости вертикальных потоков тепла на границе океан-атмосфера были использованы данные проекта OAFlux5. База данных OAFlux – массив среднемесячных полей вертикальных потоков явного и скрытого тепла для вод, свободных от ледяного покрова, на сетке 1°х1° с 1985г. В данном массиве скрытые и явные потоки тела рассчитываются на основе параметризации потоков как функции от наземных метеорологических наблюдений, таких как скорость ветра, температура воздуха и воды, а также влажность воздуха. В массиве OAFlux используется синтез данных спутниковых наблюдений и трех атмосферных реанализов (NCEP1, NCEP2 и ERA40) (Yu, L., et al., 2003). Также были использованы данные по ледяному покрову и атмосферному приземному давлению реанализа ERA-Interim с пространственным разрешением 0.25 градуса, которые тоже были приведены к месячной дискретности. Для расчета доверительных интервалов угловых коэффициентов линейных трендов использовалась формула (Emery, Thomson, 2001): 5 http://oaflux.whoi.edu/heatflux.html 10

(C ∗E ) D FG,HIJ 𝑏A ± (KLA) , J/N ∗O P где t RS,KLA – значение распределения Стьюдента при уровне значимости 95% при N-1 A/V A степенях свободы, где N - длина ряда; sy=TULV ∑U Z Y )V \ Y[A(yY − y A A/V ; sx=TULA ∑U ^ )V \ Y[A(xY − x yY и yZY – значения исходного ряда и линейного тренда в точках xY , 𝑥̅ - среднее значение xY . 11 ,

Глава 3. Анализ океанических и атмосферных потоков тепла Функционирование механизма положительной обратной связи в Баренцевом море запускается усилением океанического потока тепла на входе в Баренцево море, между северной частью Норвегии и о. Медвежий, что должно приводить к уменьшению площади ледяного покрова в море (Рис. 1). 3.1 Анализ конвергенции океанических и атмосферных потоков тепла в Баренцевом море Для оценки сезонной изменчивости характеристик по данным ERA-Interim был построен сезонный ход площади ледяного покрова (не представлен) и было выделено пять сезонов, с учетом особенностей ледового режима Баренцева моря: январь-март – период устойчивого ледяного покрова, апрель – период максимальных значений ледяного покрова, май-август – период активного льдотаяния, сентябрь – период минимальных значений ледяного покрова, октябрь-декабрь – период активного ледообразования (Smedsrud, Esau , 2013; Миронов, 2004). Также для дальнейшего анализа был выделен общий зимний сезон январь-апрель. В Табл.1 приведены статистические оценки конвергенции океанических потоков тепла через западную границу Баренцево моря. Среднее значение океанического потока тепла на входе в Баренцево море (разрез №1, Рис. 2) за весь период исследования составило 102 ТВт. Ранее, по данным модели МИТ (Massachusetts Institute of Technology general circulation model – MIT GCM), на разрезе расположенном 35 км восточнее среднее значение океанического потока тепла составило 78 ТВт, при той же tб (Башмачников и др., 2018). Максимальные значения океанического потока тепла достигаются в холодный период года (октябрь-декабрь и январь-март), что характерно для этого региона (Smedsrud, Esau, 2013). Табл.1 Характеристики конвергенции интегральных океанических и атмосферных потоков тепла Баренцева моря (TВт). СКО- среднеквадратическое отклонение, Cv – коэффициент вариации, а – угловой коэффициент линейного тренда (в скобках указаны критические значения значимого тренда). ЯнварьМарт Апрель Май- Сентябрь Август ОктябрьДекабрь Год океанический поток тепла среднее, ТВт 123 83 79 98 12 124 102

СКО, ТВт Cv, % а, ТВт/год 22 21 14 27 23 16 18 25 18 28 18 16 0,9(0,4) 1,5(0,4) 1,5(0,3) 2,5(0,6) 2,7(0,5) 2,0(0,3) конвергенция атмосферных потоков тепла среднее, ТВт СКО, ТВт Cv, % а, ТВт/год 405 263 4 217 336 225 283 207 96 209 158 102 70 79 2400 1174 96 45 -16(6) 7 (4) -4(2) 1(4) -1(3) -5(2) Результаты расчета линейных трендов свидетельствуют о значимом устойчивом росте переносимого океаном тепла примерно на 2 ТВт в год в течение всего промежутка наблюдений (Рис. 3а). Угловые коэффициенты тренда значимы, не только в среднем за год, но и по сезонам (Табл.1). Ранее, по данным модели МИТ за период 1993-2014гг. было получено увеличение океанического потока тепла на 1 ТВт в год (Башмачников и др., 2018), а по натурным данным за период 1998-2006 гг. – 2,5 ТВт в год (Skagseth et al., 2008). Рис. 3 Межгодовая изменчивость (при годовом осреднении) конвергенции интегральных (а) океанического (через разрез №1, Рис.1) и (б) атмосферного (в слое 1000850 гПа) потоков тепла через границу Баренцева моря (сплошные линии, ТВт) и (в) 13

площади ледяного покрова в море (в, км2) (сплошные линии); нанесены линейные тренды (штриховая линия). Цветом выделены года с максимальными (красным) и минимальными (синим) значениями океанического потока тепла на входе в Баренцево море, используемые в дальнейшем анализе. Конвергенция атмосферного переноса тепла рассчитывалась путем суммирования разницы потоков тепла через западную и восточную, южную и северную границы Баренцева моря. Для анализа изменчивости горизонтальной конвергенции атмосферного потока тепла в нижней тропосфере, по вертикальным средним профилям атмосферного потока тепла и конвергенции атмосферного переноса тепла, был выбран слой 1000 – 850 гПа (Рис. 13,14а). В Табл.1 приведены статистические оценки конвергенции атмосферных (в слое 1000850 гПа) потоков тепла. Атмосферные потоки тепла включают в себя как адвективный, так и вихревой перенос тепла. Среднее значение конвергенции атмосферных потоков тепла за весь период исследования составило 225 ТВт. Максимальные по модулю значения конвергенции тепла отмечаются в холодный период (октябрь-декабрь и январь-март). Стандартное отклонение и коэффициент вариации конвергенции атмосферных потоков тепла существенно выше, чем океанических. Линейные тренды показывают тенденцию к уменьшению переноса тепла атмосферой с 1993 г. (Рис. 3б), как в целом за год, так и практически во все сезоны, кроме апреля и сентября (Табл. 1). В других работах тоже отмечается некоторое общее ослабление меридионального атмосферного переноса тепла в Арктический регион в последние десятилетия (Сорокина, Эзау, 2011; Smedsrud et. el, 2010). 3.2 Связь площади ледяного покрова с потоками тепла в Баренцево море Среднегодовые величины площади ледяного покрова имеют выраженный тренд к уменьшению (см. Рис. 3в по данным ERA-Interim, а также Михайлова, Юровский 2017; Sorokina et al., 2016). Проведенный в предыдущем разделе анализ изменчивости океанических и атмосферных потоков тепла в регионе Баренцева моря позволяет предположить ведущую роль конвергенции океанического потока тепла в междекадной изменчивости площади ледяного покрова Баренцева моря. Для оценки роли различных факторов в формировании более короткопериодной (межгодовой) изменчивости площади ледяного покрова были рассчитаны коэффициенты корреляции между рядами данных с удаленными трендами (Табл.2). Были получены значимые отрицательные значения корреляции площади ледяного покрова как с конвергенцией атмосферных, так и с конвергенцией океанических потоков тепла в зимний 14

период (январь-апрель). Наиболее высокие коэффициенты корреляции межгодовой изменчивости наблюдались между площадью ледяного покрова и конвергенцией атмосферных потоков тепла, что указывает на основной вклад этого параметра в межгодовую изменчивость площади ледяного покрова Баренцева моря в среднегодовом выражении (Табл. 2). Табл.2. Коэффициенты корреляции межгодовой изменчивости (индекс t означает, что корреляции считались при удаленном линейном тренде) конвергенции океанических и атмосферных потоков тепла с площадью льда в Баренцевом море (жирным шрифтом выделены коэффициенты, превышающие 95% уровень значимости); Qot – океанический поток тепла; Qаt – атмосферный поток тепла. ЯнварьАпрель Май ИюньАвгуст Сентябрь ОктябрьДекабрь Год Qot -0,42 0,16 0,05 -0,02 0,02 0,00 Qat -0,52 -0,09 -0,44 0,06 -0,14 -0,53 Полученные в данном разделе результаты согласуются с элементами теории механизма положительной обратной связи и позволяют предположить декадные масштабы его функционирования (Рис. 1). 15

Глава 4. Причины междекадной изменчивости океанического потока тепла в Баренцево море Согласно (Bengtsson et. all, 2004) усиление адвекции тепла океаном в Баренцево море должно быть локальным и зависеть от увеличения скорости течения, вызванного усилением ветра в западной части моря (Рис. 1). 4.1 Роль температуры и скорости течения в изменчивости потоков тепла в Баренцево море Однако, полученная в разделе 3.1 линейная тенденция к увеличению океанического потока тепла может быть связана как с увеличением температуры воды, так и скорости течения. По данным ARMOR-3D, средняя температура по разрезу за весь период составила 5,9°C, а средняя скорость течения по разрезу – 2,8 см с-1 (Рис. 4а, б). На входе в Баренцево море (Рис. 4б) выделяются теплое Мурманское течение, две ветви Нордкапского течения, а в самой северной части разреза – холодное Возвратное течение (Skagseth et al., 2008). Рис. 4 Вертикальные разрезы температуры воды (а, oC) и скорости течения (б, см с-1) на входе в Баренцево море, осредненные за 1993-2014 гг. Пунктирными линями обозначены границы основных течений – (1) Мурманского, (2) Нордкапского и (3) Возвратного. 16

Тенденции к росту наблюдались как в среднегодовых значениях скорости течения, так и в среднегодовых значениях температуры воды (Рис. 5а, б). Это подтверждается результатами других натурных наблюдений (Skagseth et al., 2008; Smedsrud, Esau, 2013). Зная начальные и конечные (по линейному тренду) значения температуры воды и скорости течения, вклад каждой из этих переменных в формирование общего тренда океанического потока тепла можно оценить по формуле: A A 𝑄V − 𝑄A = 𝜌 ∗ С+ ∗ ∆𝑧 ∗ ∆𝑥 ∗ TV (𝑇V + 𝑇A )(𝑉V − 𝑉A ) + V (𝑉V + 𝑉A )(𝑇V − 𝑇A )\, (1) где Q1 и Q2 – начальное и конечное значение потока тепла по линии тренда, соответственно; T1 и T2 – начальная и конечная температура по линии тренда, соответственно; V1 и V2 – начальная и конечная скорость течения по линии тренда, соответственно. В формуле (1), линейный тренд общего изменения потока тепла раскладывался на вклад изменения скорости течения (первое слагаемое правой части), и вклад изменения температуры воды (второе слагаемое правой части) за период наблюдений. Слагаемые рассчитываются в каждой точке регулярной сетки, с последующим интегрированием по разрезу. Рис. 5 Межгодовая изменчивость (при годовом осреднении) температуры воды (а, о С), скорости течения (б, см с-1) на входе в Баренцево моря; нанесены линейные тренды (штриховая линия) 17

Расчет с использованием правой части формулы показал, что общее количество тепла, которое переносится океаном, за весь период исследования, увеличилось на 40,3 ТВт, а рост суммарного потока тепла согласно левой части формулы составил 40,4 ТВт. Незначительное расхождение может быть связано с погрешностью многократного расчета линейных трендов в каждой точке разреза. С учетом доверительных интервалов углового коэффициента тренда, рост суммарного потока тепла в Баренцево море находится в пределах 35-46 ТВт. Вклад изменения скорости течения в суммарный поток океанического тепла в Баренцево море составил 28 ТВт (69%). С учетом доверительных интервалов углового коэффициента тренда этот вклад находиться в пределах 23 ТВт (66%) - 33 ТВт (72%). Вклад изменения температуры воды в суммарный поток океанического тепла в Баренцево море составил 12 ТВт (31%). С учетом доверительных интервалов углового коэффициента тренда этот вклад находиться в пределах 11 (34%) - 13 ТВт (28%). Таким образом, в формировании долгосрочной изменчивости потока океанического тепла ведущий вклад вносит увеличение скорости течения, а наблюдаемое увеличение температуры играет второстепенную роль, что согласуется с исследуемым механизмом положительной обратной связи в Баренцевом море на декадных временных масштабах. При удаленных трендах, наблюдаются высокие значимые коэффициенты корреляции между потоком океанического тепла и скоростью течения (0.8-0.9), как в среднем за год, так и по сезонам (кроме апреля) (Табл.3). Ведущая роль изменчивости расхода воды в формировании сезонной и межгодовой изменчивости потоков тепла на 2-4 летних циклах отмечалась в (Башмачников и др., 2018). Значимые (и невысокие) корреляции между потоком океанического тепла и температурой воды получены только для двух сезонов: январь-март (0,54) и май-август (0,45). Изменение расхода воды, как основного фактора межгодовой изменчивости океанического тепла на входе в Баренцево море, соответствует результатам (Årthun et al., 2012). Табл.3 Коэффициенты корреляции между параметрами океанического потока тепла на входе в Баренцево море (жирным шрифтом выделены коэффициенты, превышающие 95% уровень значимости); Qo – океанический поток тепла; VТ – скорость течения; tв – температура воды. ЯнварьМарт Апрель Май- Сентябрь Август ОктябрьДекабрь Год Qo и Vт 0,94 0,25 0,90 0,95 0,90 0,77 Qo и tв 0,54 0,25 0,45 0,24 0,37 0,38 Таким образом, результаты показывают, что скорость течения является основным фактором формирования как долгосрочной, так и межгодовой изменчивости конвергенции 18

потока океанического тепла в Баренцевом море. При этом, оценки изменчивости расхода каждого из основных течений на входе в Баренцево море показали, что основной вклад в наблюдаемую изменчивость вносят изменение расхода Нордкапского течения, формирующее 68% общей изменчивости расхода воды по тренду, а вклад Мурманского и Возвратного течений составил 17% и 15%, соответственно. 4.2 Сравнительный анализ межгодовой изменчивости океанических потоков тепла Норвежского, Нордкапского и Западно-Шпицбергенского течений Наличие механизма положительной обратной связи должно приводить к локальному усилению притока теплых атлантических вод на входе в Баренцево море, относительно других районов их распространения из Северной Атлантики в Арктику (Bengtsson et al., 2004). Для выявления роли этого механизма в общей изменчивости потоков океанического тепла, были рассчитаны океанические потоки тепла не только через разрез на входе в Баренцево море (разрез №1), но и южнее, в южной части Норвежского моря (разрез №2), и севернее, в восточной части Гренландского моря (разрез №3), района исследований (Рис.2, Рис.6). Рис. 6 График межгодовой изменчивости океанического потока тепла для (а) разреза №2 (Норвежское склоновое течение) и (б) разреза №3 (Западно-Шпицбергенское течение) (сплошные линии); нанесены линейные тренды (штриховая линия). 19

В Табл.4 представлены статистические оценки полученных океанических потоков тепла. Среднее значение потока в Норвежском море за весь период исследования составило 278 ТВт при среднеквадратическом отклонении 25 ТВт; в Западно-Шпицбергенском течении (северо-восточная части Гренландского моря) 73 ТВт и 15 ТВт, соответственно. При этом океанический поток тепла за исследуемые 22 года в Баренцевом море увеличился вдоль линейного тренда на 43 ТВт, что составляет 42% от среднего значения за данный период, а в Норвежском море – только на 11 ТВт, что составляет 4% от среднего значения этого потока. Ранее, на 9-летнем ряду наблюдений, Skagseth et al. (2008) показал увеличение потока тепла в Баренцево море на 48% относительно среднего за исследуемый период, а значимого тренда через разрез в южной части Норвежского моря выявлено не было. Табл.4 Характеристики океанических потоков тепла через исследуемые разрезы. СКО- среднеквадратическое отклонение, Cv – коэффициент вариации, а – угловой коэффициент линейного тренда (в скобках указаны критические значения значимого тренда). среднее, ТВт СКО, ТВт Cv , % а, ТВт/год Разрез №1 102 16 16 2,0 (0,3) Разрез №2 278 25 9 0,5 (0,5) Разрез №3 73 15 15 -0,6 (0,2) Таким образом, усиление потока на входе в Баренцево море, при практическом постоянстве потока тепла Норвежского склонового течения и некотором уменьшении потока тепла Западно-Гренландского течения (Табл. 4, Рис. 3а, Рис. 6), является результатом перераспределения потока атлантических вод между баренцевоморской и Западно-Шпицбергенской продолжениями Норвежского склонового течения. Это региональное перераспределение потока океанического тепла согласуется с характером воздействия на него механизма положительной обратной связи в Баренцевом море. 4.3 Роль ветра в формировании изменчивости океанического потока тепла на входе в Баренцево море Согласно теории механизма положительной обратной связи усиление притока океанического тепла, описанного в 3.1, должен формироваться усилением ветра в западной части моря (Рис. 1). 20

Расход воды на входе в Баренцево море представляет собой сумму расходов геострофического и Экмановского потоков. Интегральный по глубине Экмановский перенос рассчитывался по формуле [21]: 𝑈d = ef ∗gв ∗h N ij ∗gk , где 𝐶m – коэффициент трения (1,45 10-3); 𝜌в – плотность воздуха (1,2 кг м-3); 𝑊 – скорость ветра (м с-1); 𝑓p – параметр Кориолиса (1,4 10-4 с-1); 𝜌p – характерная плотность воды (1028 кг м-3). Для расчета использовались данные меридиональной составляющей скорости ветра реанализа ERAInterim. Расход Экмановского течения на входе в Баренцево море, а также его межгодовая изменчивость, оказались на порядок меньше объема воды, переносимого геострофическим течением: в среднегодовых выражениях – 0,2 Св против 2,8 Св, соответственно. Поэтому при дальнейшем анализе исследовалась только динамика расхода геострофического течения. Течения на входе в Баренцево море имеют существенную баротропную составляющую (Smedsrud et al., 2010). Для ее оценки, по данным спутниковой альтиметрии AVISO была рассчитана межгодовая изменчивость меридионального градиента уровня q rs поверхности моря и приращение скоростей течения за период 1993-2014 гг: 𝑈 = − i k rt , где 𝜁 − уровень моря (м); 𝑔 – ускорение свободного падения. Исследуемый разрез №1 также был разделен на три сегмента, которые соответствовали среднему положению трех основных течений в регионе: Мурманского, Нордкапского и Возвратного (см. Рис. 2 и 4б). В среднегодовых значениях положительные тренды абсолютных величин меридионального градиента уровня моря наблюдается только в районе Нордкапского течения, что свидетельствует об увеличении баротропной составляющей расхода этого течения с 1993г. (Рис. 7а). Максимальные значения изменения градиента уровня моря вдоль линейного тренда, за период 1993-2014г., достигаются в апреле, сентябре и октябре-декабре (Табл. 5), в несколько раз превышая значения в остальные сезоны. В районах Мурманского течения и Возвратного течения линейные тренды показывают уменьшение меридионального градиента уровня моря, что говорит об уменьшении их расходов (Рис. 7а). Положительное значение приращения в южной части Возвратного течения связано с изменением направления потока на восточное (в Баренцево море) к концу периода наблюдений. Табл.5 Изменения по тренду (1993-2014гг.) сезонных и годовых значений меридиональных градиентов уровня поверхности моря (gradH) и зональной составляющей тангенциального напряжения трения ветра (gradW, Н м-3) в районе Нордкапского течения ЯнварьМарт gradH*10-8 0,2 Апрель -8,5 МайАвгуст -3,4 21 Сентябрь -17,8 ОктябрьДекабрь -16,5 Год -7,9

gradW*10-9 33,0 -35,7 3,1 -14,2 -28,7 -2,1 В работе (Ingvaldsen et al., 2004) было показано, что изменчивость расхода воды на входе в Баренцево море между северной частью Норвегии и Медвежьим островом главным образом зависит от атмосферной циркуляции. При усилении циклонической циркуляции в юго-западной части Баренцева моря, наблюдается усиление переноса вод на север и локальный подъем уровня в северо-западной части моря. Возникающие меридиональные градиенты давления увеличивают объем поступающих в Баренцево море атлантических водных масс за счет ослабления Возвратного течения. Рис. 7 Приращение (а) модуля скорости течения (см с-1) и (б) зональной составляющей дивергенции Экмановских потоков (м2 с-2) вдоль линейного тренда за период с 1993-2014г. на входе в Баренцево море. Пунктирными линями обозначены границы основных течений – (1) Мурманского, (2) Нордкапского и (3) Возвратного. Для оценки влияния поля ветра на изменчивость уровня моря и баротропной скорости течения на входе в Баренцево море рассматривалась изменчивость во времени конвергенции зональной составляющей Экмановского переноса по участкам исследуемого r zf разреза. 𝑑𝑖𝑣𝑉 = − rt yg Pi {, где 𝜏}m – тангенциальное напряжение ветра (Н м-2). Было k k установлено, что увеличение меридионального градиента зональной составляющей 22

тангенциального напряжения трения ветра наблюдается только в районе Нордкапского течения. При этом, наибольшие отрицательные значения угловых коэффициентов линейного тренда градиентов тангенциального напряжения трения ветра наблюдаются в апреле, сентябре и в октябре-декабре (Табл. 5), т.е. в периоды формирования и максимальных значений ледяного покрова в море. Полученные значения приращения зональной составляющей дивергенции на исследуемом разрезе (Рис. 7б) согласуются с увеличением расхода Нордкапского течения и уменьшением расхода Возвратного течения. Значительное ослабление дивергенции при низких отрицательных значениях приращения скорости Мурманского течения может объясняться тем, что данное течение является прибрежным и на его изменчивость большее влияние будет оказывать скорость ветра, а не ее градиент. Т.о. изменчивость поля ветра является вероятной причиной формирования наблюдаемых тенденций в увеличении расхода Нордкапского течения и уменьшении расхода Возвратного течения. Это показывает, что приток океанического тепла формируется изменчивостью характера поля ветра, что является одним из элементов механизма положительной обратной связи, ранее выделенного по данным наблюдений (Рис. 1). При этом, именно Нордкапское и Возвратное течения реагируют на изменчивость поля ветра, а не прибрежное Мурманское, как считалось ранее. Соответственно, и механизм связи поля ветра и потока тепла несколько иной. 23

Глава 5. Влияние океанической адвекции тепла на метеорологические характеристики 5.1 Влияние на вертикальные потоки тепла в атмосферу Усиление отдачи поверхностью моря тепла в атмосферу с ростом потока океанического тепла через западную границу моря, является составным элементом механизма положительной обратной связи Баренцева моря (Bengtsson et al., 2004; Рис. 1). В работе (Arthun, Schrum, 2010) показано, что изменчивость интегрального теплосодержания верхнего слоя Баренцева моря значимо коррелирует с изменчивостью потока тепла на западной границе моря. При этом отмечается, что выделенный положительный тренд в теплосодержании не является значимым, что объясняется потерей тепла в результате интенсивного теплообмена между океаном и атмосферой. Усиление океанического притока тепла приводит к увеличению теплосодержания через 1-10 месяцев, что вызывает усиление вертикальных потоков тепла на границе океан-атмосфера в течение 1-5 месяцев. Для построения карты распределения средних значений суммарных вертикальных потоков тепла за исследуемый период (Рис. 8а, б), учитывались только те точки региона, в которых имелось не менее двух из четырех среднемесячных значений за сезон. 24

Рис. 8 Средние значения суммарных вертикальных потоков тепла при среднегодовом (а) и зимнем (б) осреднении и изменение суммарных вертикальных потоков тепла вдоль линейного тренда за период 1993-2014 гг. при среднегодовом (в) и зимнем (г) осреднении. Пунктиром отмечены области значимого тренда. Положительным считается поток из океана в атмосферу. Среднее за исследуемый период значение потерь тепла по всей площади моря составило 80 ТВт. За более ранний период 1958-1997гг., Årthun and Schrum (2010) получили среднее значение 40 ТВт. Максимальные средние значения вертикальных потоков тепла наблюдаются вдоль траекторий движения атлантических вод (Рис. 2, Рис. 8а,б). Для дальнейшего анализа было выделено четыре района Баренцева моря: юго-западный (1.1), северо-западный (1.2), северо-восточный (1.3) и юго-восточный (1.4) (Рис. 2). В югозападной части моря среднее значение потерь тепла составило 93 Вт/м2 при годовом и 148 Вт/м2 при зимнем осреднении. Также область повышенной теплоотдачи из океана в атмосферу выделяется в юго-восточной части Баренцева моря, к западу от Новой Земли, где средние значения вертикальные потоков тепла составляют 60 Вт/м2 при среднегодовом осреднении и 100 Вт/м2 в зимнее время года. (Табл.6, Рис. 8а,б). Табл.6 Характеристики суммарных вертикальных потоков тепла по 4м выделенным районам Баренцева моря (рис.1). СКО- среднеквадратическое отклонение (в скобках). Положительным считается поток из океана в атмосферу. № района Среднее Среднее за Средние за год и зиму и СКО, годовые СКО, Вт/м2 Вт/м2 Средние Средние Средние зимние годовые зимние аномалии в аномалии года Qoc в max аномалии в аномалии года года Qoc в года и Qoc max и min и СКО, Qoc min и СКО, Вт/м2 СКО, Вт/м2 Вт/м2 СКО, Вт/м2 1.1 93 (6) 148 (7) -1 (1) -5 (2) 3 (1) 6 (2) 1.2 43 (7) 81 (18) 5 (2) 0 (5) -8 (2) -24 (14) 1.3 41 (4) 112 (9) 6 (2) -7 (10) -7 (1) -30 (16) 1.4 60 (4) 100 (13) 10 (3) 14 (11) -11 (4) - 36 (14) В каждой точке массива OAFlux был рассчитан линейный тренд суммарных вертикальных потоков тепла из Баренцева моря и их изменение вдоль тренда за период 25

наблюдений. Предварительно были отфильтрованы точки, где наблюдалось менее семи из одиннадцати значений либо в первой, либо второй половине рассматриваемого 22х-летнего периода наблюдений. Карты распределения изменения вертикальных потоков тепла вдоль линейного тренда за исследуемый период (Рис. 8в,г) показывают уменьшение теплоотдачи в атмосферу во времени в южной части моря и ее усиление севернее 75° с.ш. При этом, отрицательный линейный тренд в юго-восточной части моря не является значимым. Максимальное по акватории моря значение потока тепла составило 73 Вт/м2 при среднегодовом и 126 Вт/м2 при зимнем осреднении. Также выделяется область к западу от Новой Земли, где потоки достаточно высоки: 75 Вт/м2 при среднегодовом и 79 Вт/м2 при зимнем осреднении. Результаты показывают, что усиление во времени теплоотдачи в атмосферу в целом по морю, прежде всего, происходит за счёт отступления кромки льда. Для анализа влияния изменчивости притока океанического тепла на входе в Баренцево море на изменчивость различных климатических характеристик были выбраны пять лет с максимальными (2005, 2007, 2012-2014 гг., Qoc max) и пять лет с минимальными (1993, 1994, 1996-1998 гг., Qoc min) значениями океанического потока тепла (Рис. 3а). Были построены карты аномалий средних значений вертикальных потоков тепла в года с максимальными (Рис. 9а,б) и минимальными (Рис. 9в,г) значениями океанического потока тепла на входе в Баренцево море. 26

Рис. 9 Аномалии вертикальных потоков тепла, относительно средних значений за период 1993-2014 гг., в года с максимальными значениями океанического потока тепла на входе в Баренцево море при среднегодовом (а) и зимнем (б) осреднении и в года с минимальными значениями при среднегодовом (в) и зимнем (г) осреднении. В годы усиления океанического притока тепла в Баренцево море наблюдаются отрицательные аномалии вертикальных потоков тепла в южной части моря от западной границы до 50° в.д., что может быть связано с уменьшение разности температур океана и атмосферы в этом районе. К западу он Новой Земли выделяется район максимальных положительных аномалий. В среднегодовых значениях в северной части моря от северной границы до 75° с.ш. наблюдаются в основном положительные аномалии. Это является следствием отступления кромки льда при увеличении адвекции океанического тепла в море, что увеличивает площадь теплоотдачи из океана в атмосферу. При этом, в среднезимних значениях в северо-восточной части Баренцева моря выделяется область с сильными отрицательными аномалиями, что может быть связано с ошибкой данных из-за почти постоянного наличия в данном районе ледового покрова. Коэффициент корреляции между площадью ледяного покрова и интегрированными по морю суммарными вертикальными потоками тепла, при удаленных трендах, составляет -0.38 (т.е. площадь льда сокращается при усилении потока тепла в атмосферу), но не является значимым. Невысокий коэффициент корреляции вызван разными знаками аномалий вертикальных потоков тепла относительно средних значений в разных районах Баренцева моря при усилении океанического потока тепла. 5.2 Изменение поля давления Изменение характера теплоотдачи между океаном и атмосферой оказывает влияние на поле давления и, следовательно, на атмосферную циркуляцию в регионе. Понижение давление воздуха над морем в результате усиления теплоотдачи из океана в атмосферу отмечается Ådlandsvik and Loeng (1991), Bengtsson et al. (2004). Результаты гидродинамического моделирования показывают, что расход воды через западную границу Баренцева моря значимо коррелирует с атмосферным приземным давлением практически над всей акваторией моря (Sandø et al., 2010). В среднем над Баренцевым морем наблюдается локальный минимум атмосферного давления (Рис. 10а,б). Локальный минимум особенно выражен в зимний сезон, когда отмечаются более низкие значения приземного атмосферного давления в центре моря и более высокие значения на периферии. Анализ изменения значений вдоль линейного тренда 27

за период 1993-2014 гг. показывает увеличение приземного атмосферного давления практически над всей акваторией Баренцева моря и прилегающими областями как для среднегодовых значений, так и для осредненных за зимний сезон (Рис. 10в,г). Однако значимые значения линейного тренда в среднегодовых значениях наблюдаются только в юго-восточной части моря. Рис. 10 Средние значения приземного атмосферного давления при среднегодовом (а) и зимнем (б) осреднении и изменение приземного атмосферного давления вдоль линейного тренда за период 1993-2014 гг. при среднегодовом (в) и зимнем (г) осреднении. Черными линиями выделены области значимых трендов. Для оценки изменчивости поля давления в зависимости от количества тепла, поступающего через западную границу моря, были также построены карты аномалий средних значений приземного атмосферного давления в годы с максимальными (Рис. 11а,б) и минимальными (Рис. 11в,г) значениями океанического потока тепла. На среднегодовых масштабах осреднения, при максимальном притоке тепла в Баренцево море наблюдается уменьшение приземного атмосферного давления практически над всей акваторией. Это согласуется с результатами Skagseth et.al. (2008). Также отрицательные аномалии приземного атмосферного давления формируются над Норвежским и Гренландским морями. Положительные аномалии охватывают юговосточную часть Баренцева моря и европейскую часть России. То есть происходит 28

усиление и расширение как Исландского минимума, так и Сибирского максимума. В года с минимальным притоком океанического тепла через западную границу моря картина меняется на противоположную. Усиление Сибирского максимума в результате генерации атмосферной волны Россби, как следствия аномально высоких вертикальных потоков тепла на границе океан-атмосфера в Баренцевом и Карском морях в ноябре, отмечено в работе Honda et al. (2009). Было также выявлено наличие связи между усилением Сибирского максимума и осенними ледовыми условиями в Баренцевом море (Petoukhov, Semenov, 2010; Inoue et al., 2012; Mori et al., 2014). Рис. 11 Аномалии приземного атмосферного давления, относительно средних значений за период 1993-2014 гг., в годы с максимальными значениями океанического потока тепла на входе в Баренцево море при среднегодовом (а) и зимнем (б) осреднении и в годы с минимальными значениями при среднегодовом (в) и зимнем (г) осреднении. В зимнее время года, наоборот, при усилении притока океанического тепла в море, над Баренцевым морем наблюдаются положительные аномалии приземного атмосферного давления (Рис. 11б). При минимальном океаническом потоке тепла выделяются положительные аномалии в северо-западной части моря и отрицательные аномалии над остальной частью акватории. Положительные зимние аномалии приповерхностного атмосферного давления в 2005-2012 гг. (усиление потока тепла в Баренцево море, Рис. 3а) относительно 1971-2000 описаны в Semenov and Latif (2015). Положительные (отрицательные) аномалии атмосферного давления над Баренцевым морем соответствуют 29

годам с низкой (высокой) концентрацией морского льда в море (Inoue et al., 2012). Авторы связали зимнее повышение давления в годы c низкой концентрацией льда (усиление океанической адвекции тепла в Баренцево море – см. выше) с изменением локальных траекторий движения циклонов. 5.3 Изменение характера атмосферной циркуляции Изменения атмосферного давления приводит к изменению характера атмосферной циркуляции над морем. Согласно исследуемому механизму положительной обратной связи, в результате усиление океанического притока тепла в Баренцево море над регионом должна усиливаться циклоническая атмосферная структура (Рис. 1). Как в среднем за год, так и в среднем за зиму, над исследуемой акваторией наблюдается циклонический характер атмосферной циркуляции с центром на юго-западе моря (Рис. 12а,б). Для зимнего сезона характерна более высокая интенсивность циркуляции. Рис. 12 Средние значения скорости ветра (черные стрелки) на высоте 10 м при среднегодовом (а) и зимнем (б) осреднении. При зимнем осреднении, в года с минимальными (в) и максимальными (г) значениями океанического потока тепла на входе в Баренцево море. Цветом показаны значения меридиональной составляющей скорости ветра, 30

положительные значения соответствуют северному направлению, отрицательные – южному. При максимальных значениях океанического потока тепла на входе в Баренцево море наблюдается усиление атмосферного переноса с юга в юго-восточной части моря и ослабление меридионального переноса с севера в северо-западной части (Рис. 12г). Однако характер атмосферной циркуляции не подвергается значительным изменениям относительно средних значений. Это может приводить к усилению притока атмосферного тепла над Баренцевым морем. В годы минимальных значений океанического потока тепла, происходит изменение характера атмосферной циркуляции. Практически над всей акваторией доминирует меридиональный перенос с севера, а меридиональный перенос тепла с юга между Норвегией и островом Новая Земля ослабевает (Рис. 12в). Это должно приводить к ослаблению конвергенции потоков атмосферного тепла над акваторией Баренцева моря. 5.4 Изменение конвергенции атмосферных потоков тепла Вертикальные профили средних значений атмосферного потока тепла через меридиональные и зональные разрезы на границах Баренцева моря в слое от 1000 гПа до 100 гПа (Рис.13, черные линии) свидетельствуют о схожей вертикальной изменчивости потоков через зональные и меридиональные границы района исследования. Порядок значений меридиональных потоков на разных высотах соответствует полученным ранее значениям меридионального переноса тепла через параллель 70° с.ш. (Сорокина, Эзау, 2011; Алексеев и др., 2016). Наибольшие изменения, связанные с изменчивостью океанического потока, наблюдаются на южной и северной границе моря (Рис. 13в,г). В годы, когда наблюдалась увеличение адвекции тепла океаном, усиливается атмосферный поток тепла через южную границу моря и уменьшается через северную. В годы с минимальными значениями океанического потока ситуация противоположная – атмосферный поток тепла через южную границу моря ослабевает, а через северную – усиливается. Это согласуется с изменением характера атмосферной циркуляции (Рис. 12в,г). 31

Рис. 13 Вертикальные профили значений атмосферного потока тепла (Вт м-2): на восточной (а), западной (б), северной (в) и южной (г) границах Баренцева моря. Показаны средние за период (1993-2014 гг) (черным цветом), в годы с максимальными (красным) и минимальными (синим) значениями океанического потока тепла на входе в Баренцево море. Положительные значения - в Баренцево море. В приводном слое (1000-975 гПа), в годы с максимальными значениями океанического потока тепла конвергенция атмосферного переноса тепла выше, чем в годы с минимальными значениями океанического потока тепла (Рис. 14а). Эта изменчивость, прежде всего связана с изменчивостью интенсивности переноса через южную границу моря (Рис. 13г). В приводном слое (1000-975 гПа) разница составляет 43 ТВт (рис. 14б). Однако выше 975 гПа ситуация обратная (Рис. 14а). Уменьшение интегрального по вертикали атмосферного меридионального переноса тепла в Арктический регион в последние десятилетия, в том числе в связи с увеличением океанического потока тепла в Баренцево море, ранее отмечалось в ряде работ (Smedsrud et al., 2008; Сорокина, Эзау, 2011; Башмачников и др., 2018). 32

Рис. 14 Вертикальный профиль средней за период (1993-2014 гг) (черная линия), за годы с максимальными (красная линия) и минимальными (синия линия) значениями океанического потока тепла (ТВт) (а) конвергенции интегрального атмосферного переноса тепла в Баренцево море и (б) атмосферного переноса тепла через южную границу моря. 33

Выводы В данной работе был исследован механизм положительной обратной связи в Баренцевом море, предложенный в (Bengtsson et. all, 2004). Данный механизм описывает локальное взаимодействие в системе океан-атмосфера в Баренцевом море: усиление океанического потока тепла на входе в Баренцево море приводит к уменьшению площади ледяного покрова, усилению теплоотдачи с поверхности моря, интенсификации циклонической атмосферной структуры, усилению ветра в западной части моря, что, в свою очередь, приводит к еще большему усилению адвекции тепла океаном. На основе данных ERA-Interim, ARMOR-3D и OAFlux были проанализированы среднегодовые и сезонные значения конвергенции атмосферных и океанических потоков тепла, изменчивость площади ледяного покрова, вертикальных потоков тепла на границе океан-атмосфера, приземного атмосферного давления и характера атмосферной циркуляции в Баренцевом море с 1993 по 2014 гг. Анализ натурных данных, выполненный в данной выпускной квалификационной работе, подтвердил вероятную эффективность функционирования механизма положительной обратной связи, исследуемого ранее на основании данных моделирования (Loeng et al., 1991; Bengtsson et al., 2004). Были выявлены следующие особенности функционирования механизма положительной обратной связи: 1. С 1993 по 2014гг. наблюдалась тенденция к росту океанического потока на входе в Баренцево море на 2 ТВт в год. Значимые тренды наблюдались во все сезоны. К северу и к югу от входа в Баренцево море (на разрезах через ЗападноШпицбергенское течение и через Норвежское склоновое течения) анализ показал тенденцию к уменьшению количества тепла, переносимого океаном на север с Западно-Шпицбергенским течением, при отсутствии значимых трендов в Норвежском склоновом течении. Таким образом, усиление океанического притока тепла в Баренцево море происходило за счет перераспределения теплых атлантических вод на пути их следования из Северной Атлантики в Арктику в течение периода анализа. Эти результаты указывают на локальность тенденции к увеличению океанического потока тепла в Баренцево море. 34

За период исследования, около 70% (± 2-4%) линейного роста океанического потока тепла в Баренцево море формировалась за счет увеличения скорости течения. Вклад роста температуры воды составил порядка 30% (± 2-4%). На меньших (межгодовых) временных масштабах вклад скорости течения в формирование изменчивости океанического потока тепла также является определяющим (получена значимая положительная корреляция 0,77 между океаническим потоком тепла и скоростью течения, в среднегодовых значениях и во все сезоны, при практическом отсутствием таковой с температурой воды). Дальнейший анализ выявил связь изменчивости скорости Нордкапского и Возвратного течений с изменением меридионального градиента уровня моря. Было показано, что изменчивость последних вызвано усилением конвергенции Экмановских потоков, за счет роста градиента зональной составляющей скорости ветра на входе в Баренцево море. Таким образом, показано, что именно колебания расхода Нордкапского и Возвратного течений участвуют в реализации исследуемого механизма обратной связи, а не Мурманского, как считалось ранее. 2. Выявленные за период 1993-2014 гг. положительные тренды в среднегодовых и сезонных значениях конвергенции океанического потока тепла, при отрицательных трендах конвергенции атмосферных потоков тепла (в слое 1000-850 гПа), позволяют предположить ведущую роль океанического потока тепла в долгосрочном уменьшении площади ледяного покрова Баренцева моря. На меньших (межгодовых) временных масштабах основную роль вносит изменчивость конвергенции атмосферных потоков тепла. Это позволяет предположить, что механизм положительной обратной связи функционирует на декадных временных масштабах. 3. Области повышенной теплоотдачи из океана в атмосферу соответствуют траекториям движения атлантических вод в Баренцевом море. Линейные тренды за исследуемый период, полученные в каждой точке регулярной сетки, показывают увеличение теплоотдачи из океана в атмосферу в северной части моря за счет отступления кромки льда. При усилении (ослаблении) адвекции океанического тепла в Баренцево море также наблюдается увеличение (уменьшение) теплоотдачи из океана в атмосферу к западу от Новой Земли. Полученные результаты согласуются с теорией механизма положительной обратной связи в Баренцевом море. 35

4. Усиление потоков тепла в Баренцево море также сопровождается зимним увеличением приземного атмосферного давления над всей акваторией моря, наиболее выраженным в юго-восточной его части, что может быть вызвано изменением траекторий циклонов, проходящих в данном регионе (Inoue et al., 2012). При минимальных значениях океанической адвекции тепла, над регионом доминируют северо-восточные ветра и атмосферный поток тепла через южную границу моря ослабевает. При максимальных значениях океанической адвекции тепла в Баренцево море, в зимнее время года над акваторией выражена локальная циклоническая атмосферная циркуляция, с центром в западной части моря. Изменение атмосферной циркуляции в западной части моря, как результата усиления океанического потока тепла и отдачи тепла с поверхности моря, приводит к перераспределению дивергенции Экмановских потоков на входе в Баренцево море, что, в свою очередь, приводит к усилению океанического потока тепла, описанного выше (пункт 1), т.е. к дальнейшей интенсификации механизма положительной обратной связи. Одновременно усиливается меридиональный атмосферный перенос тепла через южную границу моря, что приводит к увеличению конвергенции атмосферного тепла в нижнем приводном слое (950-1000 гПа), способствуя отступлению льда. Решаемые в выпускной квалификационной работе задачи полностью выполнены, а реализуемая цель успешно достигнута. Часть результатов этой работы было опубликовано в статьях и материалах конференций: 1. Калавиччи К. А., Башмачников И. Л. К механизму положительной обратной связи долгосрочной изменчивости конвергенции океанических и атмосферных потоков тепла и площади ледяного покрова в Баренцевом море //Известия Российской академии наук. Физика атмосферы и океана. – 2019. – Т. 55. – №. 6. – С. doi: 10.31857/S0002-3515556171-181 / Kalavichchi K. A., Bashmachnikov I. L. Mechanism of a Positive Feedback in Long-Term Variations of the Convergence of Oceanic and Atmospheric Heat Fluxes and of the Ice Cover in the Barents Sea //Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics. – 2019. – Т. 55. – №. 6. – С. 640-649. doi: 10.1134/S0001433819060173 36

2. Калавиччи К. А., Башмачников И. Л. Взаимодействие в системе океан-атмосфера в Баренцевом море по данным реанализов//Известия Российской академии наук. Физика атмосферы и океана. – находится на стадии рецензирования 3. Калавиччи К. А., Башмачников И. Л. Межгодовая изменчивость вертикальных потоков тепла на границе океан-атмосфера в Баренцевом море // В книге: Сборник тезисов докладов шестнадцатой Всероссийской открытой конференции "Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса" Институт космических исследований Российской академии наук. 2018. С. 181. 4. Калавиччи К. А., Башмачников И. Л. Межгодовая изменчивость океанических и атмосферных потоков тепла в Баренцевом море// В книге: Гидрометеорология и экология: научные достижения и перспективы развития Труды II Всероссийской конференции. 2018. С. 323-326. 5. Калавиччи К.А. Башмачников И.Л. Межгодовая изменчивость переноса океанического тепла в Баренцево море// Сборник статей XV Большого Географического Фестиваля. 2019. С. 98-103 6. Калавиччи К.А., Башмачников И.Л. Влияние океанических и атмосферных потоков тепла на межгодовую изменчивость ледяного покрова в Баренцевом море// В сборнике: Комплексные исследования Мирового океана Материалы IV Всероссийской научной конференции молодых ученых. 2019. С. 68-69. 7. Калавиччи К. А., Башмачников И. Л. Механизм положительной обратной связи в Баренцевом море по данным реанализов// В книге: Сборник тезисов докладов семнадцатой Всероссийской открытой конференции "Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса" Институт космических исследований Российской академии наук. 2019. С. 273. 8. Калавиччи К. А., Башмачников И. Л. Проявление механизма положительной обратной связи в Баренцевом море по данным реанализов// В книге: Гидрометеорология и экология: научные достижения и перспективы развития Труды III Всероссийской конференции. 2019. С. 422-425. 9. Kalavichchi K.A., Bashmachnikov I.L. Ocean-Atmosphere positive feedback in the Barents Sea region with reanalyses data. 2020. EGU General Assembly, Vienna, Austria, May 48, 2020. https://doi.org/10.5194/egusphere-egu2020-534 37

Список литературы 1. Алексеев Г. В. Кузьмина, С. И., Уразгильдеева, А. В., Бобылев, Л. П. Влияние атмосферных переносов тепла и влаги на потепление в Арктике в зимний период //Фундаментальная и прикладная климатология. – 2016. – Т. 1. – С. 43-63. 2. Бардин М. Ю. Изменчивость температуры воздуха над западными территориями России и сопредельными странами в ХХ веке //Метеорология и гидрология. – 2002. – №. 8. – С. 5-23. 3. Башмачников И.Л, Юрова А.Ю, Бобылев Л.П, Весман А.В. Сезонная и межгодовая изменчивость потоков тепла в районе Баренцева моря //Известия Российской академии наук. Физика атмосферы и океана. – 2018. – Т. 54. – № 2. – С. 1-11. 4. Зубакин Г. К. Крупномасштабная изменчивость ледяного покрова морей СевероЕвропейского бассейна. Л.: Гидрометиздат, 1987. 160 стр. 5. Зубов Н. Н. Основные факторы, определяющие общую циркуляцию Баренцева моря //Доклады ГОИН. – 1946. – №. 76. – С. 11. 6. Зуев В.В., Семенов В.А., Шелехова Е.А., Гулев С.К., Колтерманн П. Оценки влияния океанического переноса тепла в Северной Атлантике и в Баренцевом море на климат северного полушария //Доклады Академии наук. – 2012. – Т. 445. – №. 5. – С. 585. 7. Матишов Г. Г., Волков В. А., Денисов В. В. О структуре циркуляции теплых атлантических вод в северной части Баренцева моря //Доклады Академии наук. – Федеральное государственное бюджетное учреждение" Российская академия наук", 1998. – Т. 362. – №. 4. – С. 553-556. 8. Миронов Е.У. Ледовые условия в Гренландском и Баренцевом морях и их долгосрочный прогноз. СПб.: ААНИИ, 2004. 320 стр. 9. Михайлова Н.В., Юровский А.В. Анализ главных компонент полей концентрации морского льда в Баренцевом море //Морской гидрофизический журнал. – 2017. – №2 (194). 10. Ожигин В. К., Ившин В. А. Водные массы Баренцева моря. Мурманск: Изд. ПИНРО, 1999. 48 с. 11. Семенов В.А. Влияние океанического притока в Баренцево море на изменчивость климата в Арктике //Доклады Академии наук. – 2008. – Т. 418. – №. 1. – С. 106-109. 12. Сорокина С.А., Эзау И.Н. Меридиональный поток энергии в Арктике по данным архива радиозондирования IGRA //Известия Российской академии наук. Физика атмосферы и океана. – 2011. – Т. 47. – № 5. – С. 622-633. 38

13. Терзиев Ф. С., Гирдюк, Г. В., Зыкова, Г. Г., Дженюк, С. Л. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Т. 1. Баренцево море. Вып. 1. Гидрометеорологические условия. Л.: Гидрометиздат, 1990. 280 стр. 14. Ådlandsvik B., Loeng H. A study of the climatic system in the Barents Sea //Polar Research. – 1991. – Т. 10. – №. 1. – С. 45-50. doi: 10.3402/polar.v10i1.6726 15. Alekseev G. Arctic climate dynamics in the global environment //World Meteorological Organization-Publications-WMO TD. – 1998. – С. 11-14. 16. Årthun, M., Eldevik, T., Smedsrud, L. H., Skagseth, Ø., Ingvaldsen, R. B. Quantifying the influence of Atlantic heat on Barents Sea ice variability and retreat //Journal of Climate. – 2012. – Т. 25. – №. 13. – С. 4736-4743. doi: 10.1175/JCLI-D-11-00466.1 17. Årthun M., Schrum C. Ocean surface heat flux variability in the Barents Sea //Journal of Marine Systems. – 2010. – Т. 83. – №. 1-2. – С. 88-98. doi: 10.1016/j.jmarsys.2010.07.003 18. Aure J., Ljøen, R. Wind effects on the lateral extension of the Norwegian Coastal Water //Continental Shelf Research. – 1988. – Т. 8. – №. 3. – С. 239-253. doi: 10.1016/02784343(88)90031-3 19. Bengtsson L., Semenov V.A., Johannessen O.M. The early-twentieth-century warming in the Arctic – A possible mechanism //Journal of Climate. – 2004. – Т. 17. – №. 20. – С. 4045-4057. doi: 10.1175/1520-0442(2004)017<4045:TETWIT>2.0.CO;2 20. Ellingsen I., Slagstad D., Sundfjord A. Modification of water masses in the Barents Sea and its coupling to ice dynamics: a model study //Ocean Dynamics. – 2009. – Т. 59. – №. 6. – С. 1095-1108. doi: 10.1007/s10236-009-0230-5 21. Emery, W. J., Thomson, R. E., Data Analysis Methods in Physical Oceanography. Elsevier Science, 2001. 634 pp. 22. Häkkinen S., Cavalieri D. J. A study of oceanic surface heat fluxes in the Greenland, Norwegian, and Barents Seas //Journal of Geophysical Research: Oceans. – 1989. – Т. 94. – №. C5. – С. 6145-6157. doi: 10.1029/JC094iC05p06145 23. Hansen C. Ø., Grønsedt, P., Graversen, C. L., Hendriksen, C. Arctic Shipping: Commercial Opportunities and Challenges. – CBS Maritime, 2016. 92 pp. 24. Honda M., Inoue J., Yamane S. Influence of low Arctic sea‐ice minima on anomalously cold Eurasian winters //Geophysical Research Letters. – 2009. – Т. 36. – №. 8. doi: 10.1029/2008GL037079 25. Ingvaldsen R. B., Asplin L., Loeng H. The seasonal cycle in the Atlantic transport to the Barents Sea during the years 1997–2001 //Continental Shelf Research. – 2004. – Т. 24. – №. 9. – С. 1015-1032. doi: 10.1016/j.csr.2004.02.011 39

26. Ingvaldsen R., Loeng, H., Ottersen, G., Ådlandsvik, B. Climate variability in the Barents Sea during the 20th century with focus on the 1990s //ICES Marine Science Symposia. – 2003. – Т. 219. – С. 160-168. 27. Inoue J., Hori M. E., Takaya K. The role of Barents Sea ice in the wintertime cyclone track and emergence of a warm-Arctic cold-Siberian anomaly //Journal of Climate. – 2012. – Т. 25. – №. 7. – С. 2561-2568. doi: 10.1175/JCLI-D-11-00449.1 28. Jungclaus J. H., Koenigk T. Low-frequency variability of the arctic climate: the role of oceanic and atmospheric heat transport variations //Climate dynamics. – 2010. – Т. 34. – №. 2-3. – С. 265-279. doi: 10.1007/s00382-009-0569-9 29. Kauker F., Gerdes, R., Karcher, M., Köberle, C., Lieser, J. L. Variability of Arctic and North Atlantic sea ice: A combined analysis of model results and observations from 1978 to 2001 //Journal of Geophysical Research: Oceans. – 2003. – Т. 108. – №. C6. doi: 10.1029/2002JC001573 30. Koenigk T., Mikolajewicz, U., Jungclaus, J. H., Kroll, A. Sea ice in the Barents Sea: seasonal to interannual variability and climate feedbacks in a global coupled model //Climate dynamic. – 2009. – Т. 32. – №. 7-8. – С. 1119-1138. doi: 10.1007/s00382-0080450-2 31. Kwok R., Maslowski W., Laxon S. W. On large outflows of Arctic sea ice into the Barents Sea //Geophysical Research Letters. – 2005. – Т. 32. – №. 22. doi: 10.1029/2005GL024485 32. Larnicol G., Guinehut, S., Rio, M. H., Drevillon, M., Faugere, Y., Nicolas, G. The global observed ocean products of the French Mercator project //Proceedings of. – 2006. – Т. 15. – С. 614 33. Loeng H. Features of the physical oceanographic conditions of the Barents Sea //Polar research. – 1991. – Т. 10. – №. 1. – С. 5-18. doi: 10.3402/polar.v10i1.6723 34. Loeng H., Ozhigin, V. K., Ådlandsvik, B., Sagen, H. Current measurements in the northeastern Barents Sea. – ICES, 1993. 22 pp. 35. Mori M., Watanabe, M., Shiogama, H., Inoue, J., Kimoto, M. Robust Arctic sea-ice influence on the frequent Eurasian cold winters in past decades //Nature Geoscience. – 2014. – Т. 7. – №. 12. – С. 869. doi: 10.1038/ngeo2277 36. Parkinson C. L., Cavalieri D. J. Arctic sea ice variability and trends, 1979–2006 //Journal of Geophysical Research: Oceans. – 2008. – Т. 113. – №. C7. doi: 10.1029/2007JC004558 37. Petoukhov V., Semenov V. A. A link between reduced Barents‐Kara sea ice and cold winter extremes over northern continents //Journal of Geophysical Research: Atmospheres. – 2010. – Т. 115. – №. D21. doi: 10.1029/2009JD013568 38. Polyakov I. V., Timokhov, L. A., Alexeev, V. A., Bacon, S., Dmitrenko, I. A., Fortier, L., Frolov, I.E., Gascard, J.-C., Hansen, E., Ivanov V.V., Laxon S., Mauritzen, C., Perovich, 40

D., Shimada, K., Simmons, H.E., Sokolov, V.T., Steele, M., Toole, J. Arctic Ocean warming contributes to reduced polar ice cap //Journal of Physical Oceanography. – 2010. – Т. 40. – №. 12. – С. 2743-2756. doi: 10.1175/2010JPO4339.1 39. Pfirman S., Bauch D., Gammelsrød T. The northern Barents Sea: water mass distribution and modification. – AGU, Ameircan Geophysical Union, 1994. С. 77-94. doi: 10.1029/GM085p0077 40. Sandø A. B., Nilsen, J. Ø., Gao, Y., Lohmann, K. Importance of heat transport and local air‐sea heat fluxes for Barents Sea climate variability //Journal of Geophysical Research: Oceans. – 2010. – Т. 115. – №. C7. doi: 10.1029/2009JC005884 41. Schauer U., Loeng, H., Rudels, B., Ozhigin, V. K., Dieck, W. Atlantic water flow through the Barents and Kara Seas //Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers. – 2002. – Т. 49. – №. 12. – С. 2281-2298. doi: 10.1016/S0967-0637(02)00125-5 42. Screen J. A., Simmonds I. The central role of diminishing sea ice in recent Arctic temperature amplification //Nature. – 2010. – Т. 464. – №. 7293. – С. 1334. doi: 10.1038/nature09051 43. Semenov V. A., Latif M. Nonlinear winter atmospheric circulation response to Arctic sea ice concentration anomalies for different periods during 1966–2012 //Environmental Research Letters. – 2015. – Т. 10. – №. 5. – С. 054020. doi:10.1088/17489326/10/5/054020 44. Simonsen K., Haugan P. M. Heat budgets of the Arctic Mediterranean and sea surface heat flux parameterizations for the Nordic Seas //Journal of Geophysical Research: Oceans. – 1996. – Т. 101. – №. C3. – С. 6553-6576. doi: 10.1029/95JC03305 45. Skagseth Ø., Furevik, T., Ingvaldsen, R., Loeng, H., Mork, K. A., Orvik, K. A., Ozhigin, V. Volume and heat transports to the Arctic Ocean via the Norwegian and Barents Seas //Arctic–Subarctic Ocean Fluxes. – Springer, Dordrecht, 2008. – С. 45-64. doi: 10.1007/978-1-4020-6774-7_3 46. Smedsrud L. H., Esau, I., Ingvaldsen, R. B., Eldevik, T., Haugan, P. M., Li, C., Lien, V.S.,Olsen, A., Omar A.M., Ottera, O.H., Risebrobakken, B., Sando A.B., Semenov V.A., Sorokina S.A. The role of the Barents Sea in the Arctic climate system //Reviews of Geophysics. – 2013. – Т. 51. – №. 3. – С. 415-449. doi: 10.1002/rog.20017 47. Smedsrud L. H., Ingvaldsen, R., Nilsen, J. E. Ø., Skagseth, Ø. Heat in the Barents Sea: Transport, storage, and surface fluxes // Ocean Science. – 2010. – Т. 6. – №. 1. – С. 219– 234. doi:10.5194/osd-6-1437-2009 48. Smedsrud L. H., Sorteberg A., Kloster K. Recent and future changes of the Arctic sea‐ice cover //Geophysical Research Letters. – 2008. – Т. 35. – №. 20. doi: 10.1029/2008GL034813 41

49. Sorokina S. A., Li, C., Wettstein, J. J., Kvamstø, N. G.. Observed atmospheric coupling between Barents Sea ice and the warm-Arctic cold-Siberian anomaly pattern //Journal of Climate. – 2016. – Т. 29. – №. 2. – С. 495-511. doi: 10.1175/JCLI-D-15-0046.1 50. Sorteberg A., Kvingedal B. Atmospheric forcing on the Barents Sea winter ice extent //Journal of Climate. – 2006. – Т. 19. – №. 19. – С. 4772-4784. doi: 10.1175/JCLI3885.1 51. Yu L., Jin X., Weller R. A. Multidecade global flux datasets from the Objectively Analyzed Air-Sea Fluxes (OAFlux) Project: Latent and sensible heat fluxes, ocean evaporation, and related surface meteorological variables. Woods Hole Oceanographic Institution OAFlux Project Tec //Rep. – 2008. 64 pp. 42

Рецензии:

Авторизуйтесь, чтобы добавить рецензию

- у работы пока нет рецензий -

Отзывы:

Авторизуйтесь, чтобы оставить отзыв