Механизмы формирования плотностных инверсий в районах регулярного развития глубокой конвекции в Гренландском море
Каледина Анастасия Сергеевна
Башмачников Игорь Львович
Аннотация
плотностный инверсия океан атмосфера
В этой работе, по данным контактных измерений, были выделены плотностные инверсии в Гренландском море, которые предшествуют развитию глубокой конвекции. Были рассмотрены механизмы их формирования, для чего привлекались данные океанического реанализа GLORYS12VI и атмосферного реанализа ERA5. В частности, были выявлены поверхностные затоки тёплых Атлантических вод и холодных вод Восточно-Гренландского течения, определена роль теплоотдачи из океана в атмосферу и пресного баланса поверхности моря за два периода: 1990-е гг. (1993, 1994, 1998 гг.) и 2010-е гг. (2008, 2011, 2013 гг.). Были выделены следующие основные механизмы образования плотностных инверсий: теплоотдача из океана в атмосферу, затоки поверхностных вод, положительные разности испарение-осадки. Формирование плотностных инверсий может определяться также сочетанием вышеперечисленных механизмов. Потоки тепла из океана в атмосферу являются основным источником возникновения инверсий и наблюдаются для 93% всех профилей с инверсиями (процент от количества за оба периода анализа). В 1990-е гг. вторым по значимости фактором являются затоки поверхностных вод, а третьим является разность испарение-осадки. В 2010-е годы два последних фактора меняются местами и большую роль играет доминирование испарения над осадками. Увеличение вклада данного фактора происходит совместно с ростом количества солёностных инверсий в 2010-х гг. по сравнению с 1990-и гг. и связано с изменчивостью доминирующих ветров в этом регионе. Полученные результаты служат базой для выявления ведущих факторов межгодовой изменчивости глубокой конвекции в Гренландском море.
Ключевые слова: Гренландское море, глубокая конвекция, плотностные инверсии, потенциальная неустойчивость
Mechanisms for the formation of density inversions in areas of regular deep convection in the Greenland Sea
Anastasiia S. Kaledina, Igor L. Bashmachnikov
Annotation
In this work, density inversions in the Greenland Sea, which precede the development of deep convection, were identified from in-situ data. The mechanisms of their formation were considered, for which data from the GLORYS12V1 ocean reanalysis and the ERA5 atmospheric reanalysis were used. In particular, the surface inflow of warm Atlantic water and cold water from the East Greenland Current was identified, the role of heat transport from the ocean to the atmosphere and the freshwater balance of the sea surface for two periods: the 1990s (1993, 1994, 1998) and the 2010s (2008, 2011, 2013) was determined. The following main mechanisms of density inversions formation were identified: heat transport from the ocean to the atmosphere, surface water inflows, and positive evaporation-precipitation differences. The formation of density inversions can also be determined by a combination of different mechanisms. Heat fluxes from the ocean to the atmosphere are the main source of inversions and are observed for 93% of all profiles with inversions. In the 1990s, surface water fluxes were the second most important factor, with evaporation- precipitation differences being the third. In the 2010s, however, the last two factors are reversed and evaporation dominates significantly more than precipitation. Increase of contribution of this factor occurs together with increase of number of salinity inversions in 2010th in comparison with 1990th and is connected with variability of dominating winds in this region. The results provide a basis for further investigation of the causes and interannual variability of deep convection in the Greenland Sea.
Keywords: Greenland Sea, deep convection, density inversions, potential instability.
Введение
Гренландское море представляет собой один из основных районов развития глубокой конвекции и формирования глубинных вод в Северо-Европейском бассейне. Конвекция в Гренландском море наблюдалась в центральной части Гренландской котловины (Алексеев, 1989; Marshall and Schot, 1999) и в котловине Борея (Johannessen, et al., 2005) (рис. 1). В последние годы также была выделена область глубокой конвекции в юго-восточной области Гренландской котловины (Башмачников и др., 2018) (рис. 1). В свою очередь, являясь частью Глобального океанического конвейера (Broecker, 1991) и, в частности, его атлантической ячейки (Атлантической меридиональной океанической циркуляции - АМОЦ), глубокая конвекция вносит существенную роль в формирование изменчивости климата Северной Атлантики и Арктического бассейна (Latif et al., 2006; Алексеев и др., 2017). Изменение интенсивности конвекции в Гренландском море может ослабить АМОЦ, что приведет к изменениям в климатической системе высоких широт Северного полушария (Moore et al., 2015).
Как правило, интенсивность глубокой конвекции определяется через расчёт максимальной глубины перемешанного слоя (Федоров и др., 2018; Башмачников и др., 2018; Fedorov and Bashmachnikov, 2020). Существует несколько способов расчёта максимальной глубины верхнего квазиоднородного слоя (ВКС), наиболее точным показал себя метод Духовского, который впервые применялся в работах (Федоров и др., 2018; Башмачников и др., 2018; Fedorov and Bashmachnikov, 2020). Этот метод более точно выделяет нижнюю границу перемешанного слоя по изменению дисперсии плотности в выбранном скользящем окне глубин, по сравнению с общепринятыми методами Kara (Kara et al., 2003) и Montegut (de Boyer Montegut et al., 2004).
Возникновение гравитационной неустойчивости и последующее перемешивание верхнего слоя моря может являться следствием сочетания различных гидрометеорологических факторов. Выделяют следующие группы факторов: поток тепла и пресной воды из океана в атмосферу (Moore et al., 2015; Yang et al, 2016), океаническая адвекция тепла и соли (Chu, 1991; Brakstad et al., 2019; Bashmachnikov et al., 2021), интенсивность циклонической циркуляции (Clarke and Gascard, 1983), ледообразование (Mysak et al., 1990; Moore et al., 2015; Vage et al., 2018). Система средних циклонических течений способствует поднятию пикноклина к поверхности в центральной части круговорота, что уменьшает интегральный запас плавучести верхней части колонки воды и способствует ее более быстрому вертикальному перемешиванию в период зимнего выхолаживания по сравнению с водами на периферии круговорота. Какие из вышеперечисленных механизмов вносят основной вклад в наблюдаемую долгопериодную изменчивость интенсивности глубокой конвекции в Гренландском море остается предметом дискуссий (Bashmachnikov et al., 2021).
В данной работе исследуются механизмы формирования плотностных инверсий в поверхностном слое Гренландского моря как процессов, предшествующих конвективному перемешиванию. Подобный анализ позволяет выбрать наиболее правдоподобные гипотезы основных причин развития и межгодовой изменчивости глубокой конвекции в этом регионе.
Данные и методы
Для выявления инверсий в поверхностном слое океана в этой работе использовались вертикальные профили температуры и солёности воды in-situ массива EN.4.2.1 базы данных Met Office Hadley Centre (https://www.metoffice.gov.uk/hadobs/en4/index.html). Данный массив включает в себя натурные данные профилирующих буёв и экспедиционные наблюдения различных проектов и баз данных, прошедшие строгий контроль качества, где исключены повторяющиеся измерения. Плотностные инверсии по данным контактных измерений определялись по методу, описанному в работе Калединой и Башмачникова (2023). Данный метод состоит в поиске профилей потенциальной плотности верхнего слоя океана, где разность значений плотности на поверхности моря и на глубине минимальной плотности превосходит заданное пороговое значение 0,001 кг/м3. Анализировались только профили поверхностного слоя океана с вертикальной мощностью слоя инверсии не менее 150 м. Такие крупные инверсии нельзя объяснить наличием шума в натурных данных, что повышает надёжность исходного массива данных для дальнейшей оценки формирующих инверсии механизмов.
На основе результатов анализа характеристик плотностных инверсий (Каледина и Башмачников, 2023) из 369 профилей для холодного сезона (ноябрь-апрель 1993-2019 гг.) для дальнейшего изучения механизмов образования инверсий были выбраны два периода 1990-е гг. (1993, 1994, 1998), когда наблюдались наибольшие значения вертикального скачка плотности в инверсиях, и 2010-е гг. (2008, 2011, 2013), когда наблюдалась наибольшая вертикальная мощность слоёв, где фиксировались инверсии. В итоге было выбрано 103 профиля с плотностными инверсиями: 34 профиля в 1990-е гг. и 69 профилей в 2010-е гг.
Под поверхностным затоком атлантических вод понимается проникновение более тёплых и солёных вод западной ветви Норвежского течения в центральные части Гренландского моря. Такие затоки выявлялись по полям температуры воды, солёности и скоростей течений верхнего 10-и метрового слоя в ежесуточных данных вихреразрешающего океанического реанализа GLORYS12V1 (https://doi.org/10.48670/moi-00021). Данный реанализ предоставляется Европейской службой мониторинга океана Copernicus (CMEMS) и основан на океанической модели NEMO (Nucleus for European Modeling of the Ocean). GLORYS12V1 имеет пространственное разрешение горизонтальной сетки 0,083°*0,083° на 50-и вертикальных уровнях. Модель ассимилирует данные альтиметрии, спутниковой температуры поверхности моря, концентрации морского льда, а также всех имеющихся вертикальных in-situ профилей температуры и солёности, в том числе и анализируемых данных массива EN.4.2.1. В самом реанализе GLORYS12V1 инверсии отсутствуют, поскольку, как и во всех гидростатических моделях, гравитационные инверсии здесь искусственно вертикально перемешиваются уже на шаге их возникновения. В качестве атмосферного форсинга модели используются атмосферные реанализы ERA-Interim и ERA5. Оба реанализа формируются Европейским центром среднесрочных прогнозов погоды (ECMWF) и ассимилируют различные наблюдения, как в верхних слоях атмосферы, так и у поверхности Земли. ERA5 является атмосферным реанализом пятого поколения глобального климата и погоды с пространственным разрешением 0,25°*0,25° (https://www.ecmwf.int/en/forecasts/dataset/ecmwf-reanalysis-v5).
Затоки в районах наблюдения плотностных инверсий, полученных по натурным данным выделялись визуально по полям скорости течения, температуры воды и солёности (рис. 2). Для выявления затоков было достаточно рассмотреть область в пределах 100 км (±1° широты и ±4° долготы) вокруг местоположения инверсии. Потенциальное влияние затока на вертикальную изменчивость термохалинных характеристик определялось путём оценки знака и величин вертикальной изменчивости температуры и солёности в верхнем 10-м слоем и на глубине минимальной плотности в профиле инверсии. Для выявления относительного вклада вертикальной изменчивости температуры и солёности в вертикальной изменчивости плотности в области инверсии, вертикальные разности значений температуры домножались на коэффициент термического расширения а, а солёности - на коэффициент солёностного сжатия р. В затоках (либо тёплых и солёных, либо холодных и распреснённых поверхностных вод) вклад аномалий температуры и солёности в аномалии плотности воды всегда был противоположен по знаку, поэтому учитывались только те затоки, где суммарный вклад обоих характеристик приводил к формированию гравитационной неустойчивости в профиле плотности. Отдельно отмечались термохалинные аномалии, связанные с присутствием вихрей в районе выделенной плотностной инверсии.
Сумма значений явного Qs и скрытого QL потоков тепла (Q = Qs + QL) на границе океан-атмосфера загружалась из данных атмосферного реанализа ERA5. Потоки тепла в реанализе рассчитываются с помощью алгоритма COARE3 (Fairall et al., 2003). Также по данным ERA5 брались значения испарения и осадков.
Для расчёта оценок океанических потоков тепла и пресной воды в районе инверсий использовались следующие формулы: H = pCpAT U - океанический поток тепла (Вт/м2), где AT - разность температур вод в затоке и окружающих вод (°С), p - плотность морской воды (1028 кг/м3), C - коэффициент теплопроводности морской воды (4000 Дж/(кг-°С)), U - модуль скорости течения в затоке (м/с); B = U(Sref - S) / Sre/ - поток пресной воды ((м/с)/м2), где S - солёность в затоке, S - солёность окружающей воды вне затока, U - модуль скорости течения в затоке (м/с) (Peterson et al., 2006).
Результаты
Затоки поверхностных атлантических вод
В Гренландском море топографически захваченные течения приурочены к границам бассейна. Под затоком мы понимаем адвективный перенос вод от границ в центральную часть Гренландского бассейна, который часто является следствием неустойчивости пограничных течений. В восточной части бассейна наблюдаются затоки тёплых и солёных вод западной ветви Норвежского течения, а в западной части - холодных и распреснённых вод Восточно-Гренландского течения. К сожалению, натурных наблюдений недостаточно для выделения затоков, поэтому последние выявлялись путём анализа поля скорости поверхностного течения, аномалий потенциальной температуры и солёности в верхнем слое моря по данным океанического реанализа GLORYS12V1. Рассматривались только те затоки, которые могли способствовать формированию плотностных инверсий. Затоки вод могут формировать так называемую потенциальную неустойчивость, когда более плотные воды натекают на менее плотные (Chu, 1991). Однако более вероятно, что затоки работают совместно с другими механизмами формирования неустойчивости, что будет обсуждаться ниже.
В работе Калединой и Башмачникова (2023) плотностные инверсии по характеру возникновения были разделены на термические, солёностные, термические и солёностные (Табл. 1). Если рассматривать затоки вод как единственный фактор образования плотностных инверсий, то солёностные инверсии могут образовываться вследствие затока тёплых и солёных вод (дестабилизация только по солёности), термические - вследствие затока холодных и распреснённых вод (дестабилизация только по температуре), смешанные инверсии (термические и солёностные) - за счёт дестабилизации как по температуре, так и по солёности, но с разным вкладом по каждому из параметров.
На рисунке 2 приведён пример затока тёплых и солёных атлантических вод в район образования солёностной инверсии. Для оценки относительного вклада в аномалию плотности, аномалии температуры и солёности в верхнем 10 м слое (рис. 2, а, б, в) и на глубине минимальной плотности в профиле инверсии (рис. 2, г, д, е) домножены на коэффициенты термического расширения а и солёностного сжатия в соответственно.
Данные таблицы 1 показывают, что в 1990-е годы 23% инверсий находились в районах затоков тёплых и солёных вод, которые могли формировать плотностные инверсии. В частности, такие затоки наблюдаются для всех солёностных инверсий (формируемых только за счёт вертикальной изменчивости солёности) и части комбинированных (термических и солёностных) инверсий. 18% инверсий были приурочены к затокам холодных и распреснённых вод. Такие затоки наблюдались только в районах термических инверсий (т.е. формируемых только за счёт вертикальной изменчивости температуры). Почти в 60% случаев в окрестностях инверсий не было обнаружено затоков ни одного, ни другого типа. В 2010-е годы 24% инверсий наблюдались в зонах влияния затоков тёплых и солёных вод, а 9% инверсий - в зонах влияния затоков холодных и распреснённых вод. Последние были приурочены только к районам термических инверсий. Как в 1990-е, в 2010-е в окрестности большинства инверсий (67%) не было обнаружено затоков. Другие механизмы должны были быть ответственными за образование этих плотностных инверсий. В частности, плотностные инверсии могут быть результатом особенностей теплообмена на границе океан- атмосфера и пресного баланса поверхности моря.
Формирование плотностных инверсий вследствие особенностей теплообмена океан-атмосфера и пресного баланса поверхности моря
Потоки тепла в Гренландском море, как правило, направлены из океана в атмосферу и являются одной из вероятных причин образования термических инверсий. Средние значения потоков тепла увеличиваются с 95 Вт/м2 в 2010-е годы до 117 Вт/м2 в 1990-е годы. Максимальные среднемесячные значения в 1990-е и 2010-е в реанализе ERA5 составляют 294 Вт/м2 и 311 Вт/м2 соответственно.