Образование солёностных инверсий в верхнем слое океана часто связывают с ледообразованием. Образование морского льда в Гренландском море наблюдается к востоку от шельфа Гренландии (на самом шельфе преобладает лёд, принесённый из Арктики) к северу примерно от 70° с.ш. Причём в зонах частого наблюдения инверсий, между 71° и 75° с.ш. (рис. 1), наблюдаются наибольшие межгодовые колебания площади морского льда (Germe et al., 2011; Moore et al., 2015; Selyuzhenok et al., 2020). Однако анализ температуры воды в профилях с инверсиями показал, что во всех случаях температура поверхности океана превышала температуру замерзания морской воды. В связи с этим данный механизм был исключён из анализа.
Помимо ледообразования осолонение поверхности моря может происходить в результате положительных значений разности испарения и осадков. В самом деле, в районах, где было зарегистрировано больше половины плотностных инверсий, на период их фиксации наблюдалось доминирование испарения над количеством осадков. Количество профилей инверсий, где ведущую роль мог играть этот фактор, увеличилось с 24% в 1990-х до 73% в 2010-х (рис. 3).
3% от всех плотностных инверсий не объяснялись ни одним из вышеперечисленных факторов дестабилизации верхнего слоя океана. Вероятно, это связано с неточностями расчётов потоков тепла и соли по используемым океаническому и атмосферному реанализам.
Определение механизмов плотностных инверсий
Совместный анализ факторов, которые могли приводить к возникновению наблюдавшихся плотностных инверсий, позволил выделить следующие основные механизмы дестабилизации верхнего слоя Гренландского моря (рис. 3):
М1. Теплоотдача из океана в атмосферу;
М2. Теплоотдача из океана в атмосферу при осолонении за счёт положительных значений разности испарение-осадки;
М3. Теплоотдача из океана в атмосферу при наличии затоков поверхностных вод (разных типов).
В среднем по обоим выделенным периодам около 35% всех инверсий объясняется теплоотдачей из океана в атмосферу при одновременном осолонении верхнего слоя моря за счёт положительных значений пресного баланса (испарение-осадки), 23% - только теплоотдачей из океана, 4% - только разностью испарения и осадков и 34% приходится на два механизма (по 17% на каждый): затоки поверхностных вод с последующим выхолаживанием и/или с последующим осолонением (испарение-осадки). 1% инверсий описывается совместным действием затока поверхностных вод и положительной разностью испарение-осадки. Для 3% инверсий не было найдено объяснения причин их формирования по используемым массивам данных.
По выделенным периодам, 1990-е годы, которые характеризовались относительно небольшими значениями глубины конвекции в Гренландском море (Башмачников и др., 2018; 2019) и относительно небольшой вертикальной мощностью инверсий при наибольшей величине скачка плотности в инверсии (Каледина и Башмачников, 2023), 38% инверсий объясняется только теплообменом между океаном и атмосферой (рис. 3, а). Данный механизм М1 объясняет все термические инверсии и часть инверсий с одновременным вкладом температуры и солёности. Солёностные и часть смешанных инверсий образуются под действием вышеперечисленных механизмов М2 и М3 (рис. 3, а).
В 2010-е же годы доля чисто термических инверсий уменьшается до 4%, доля только солёностных инверсий увеличивается до 73% от их общего числа, а оставшиеся 23% приходятся на смешанные аномалии (Табл. 1). Соответственно только 16% всех инверсий (рис. 3, б) может быть объяснено исключительно теплоотдачей из океана в атмосферу (механизм М1). Разность испарение-осадки (М2) положительна примерно для 73% всех наблюдаемых инверсий (процентная величина зелёного круга на рисунке 3, б), и часто наблюдается в комбинации с другими механизмами образования инверсий. 32% инверсий находится в области дестабилизирующего влияния затоков поверхностных вод (М3), но в подавляющем большинстве этих случаев (22%, пересечение трёх кругов на рисунке 3, б) дестабилизация за счёт затоков сочетается с одновременной дестабилизацией за счёт положительной разности испарения и осадков.
Увеличение количества эпизодов, когда интенсивность испарения преобладала над количеством осадков, в 2010-е годы может быть связано изменением характера атмосферной циркуляции над исследуемым регионом. Действительно, в 2010-х годах, по сравнению с 1990-ми, над Гренландским морем чаще наблюдаются северные ветра (рис. 4 а-в), которые приносят из центральной части Арктического бассейна холодные и сухие Арктические воздушные массы (Pithan et al., 2018). В связи с этим практически по всей акватории исследуемого района (рис. 4, г) происходит увеличение средней разности испарение-осадки.
В заключение следует отметить, что в работе были использованы только явные случаи выделения затоков. Однако был отмечен и ряд неоднозначных ситуаций, когда формирование затока возможно, но неочевидно. Такие случаи не были отмечены, как «затоки» в анализе. Также следует учитывать возможное несоответствие во времени и местоположении таких нелинейных процессов как затоки в реанализе и в реальном океане, даже при условии ассимиляции реанализом данных альтиметрии, температуры поверхности моря и вертикальных in-situ профилей температуры и солёности. Поэтому приводимые на рисунке 3 значения можно рассматривать как нижнюю границу роли затоков в формировании инверсий.
Выводы и обсуждение результатов
По результатам анализа in-situ данных температуры и солёности воды массива EN.4.2.1, данных океанического реанализа GLORYS12V1 и данных тепло- и влагообмена океан-атмосфера атмосферного реанализа ERA5 была выделена роль различных механизмов формирования инверсий большой вертикальной мощности в Гренландском море. Поскольку такие инверсии непосредственно предшествуют развитию конвекции, то полученные результаты можно распространить и на механизмы развития глубокой конвекции в Гренландском море.
Установлено, что затоки могли формировать от 33% (2010-е гг.) до 41% (1990-е гг.) от числа обнаруженных инверсий за каждый из периодов (процентная величина кругов на рисунке 3, приходящаяся на затоки вод), а значит потенциальная неустойчивость может играть существенную роль в формировании глубокой конвекции в Гренландском море. Так как затоки практически всегда сочетались с теплоотдачей из океана в атмосферу, а часто и с осолонением поверхностного слоя за счёт разности испарение-осадки, то можно предположить следующий механизм. Затоки тёплых и солёных вод, проникая в центральные части Гренландского моря попадают в область холодных и сухих ветров из Арктики. Активно отдавая тепло в атмосферу эти воды охлаждаются, оставаясь солёными (а часто и осолоняются за счёт положительной разности испарение-осадки). Это создаёт условия для развития инверсий и конвекции. Для холодных и пресных вод такой механизм должен быть куда менее эффективен, но потенциальная неустойчивость тоже может развиваться за счёт их смешения с более тёплыми и солёными водами с дальнейшей теплоотдачей и усиленным испарением.
Оценки показывают, что локально адвекция тепла и соли в затоках существенно превышает соответствующие потоки на границе океан-атмосфера. Так, например, заток вод Норвежского течения, показанный на рисунке 2, переносит в район наблюдаемой инверсии порядка 460 000 Вт/м2 тепла. При этом в атмосферу, на наблюдаемую дату, отдаётся всего 120 Вт с 1 м2 поверхности моря, что приводит к достаточно медленному выхолаживанию вод затока. При этом происходит одновременное осолонение поверхностных вод, о чём свидетельствуют отрицательные величины потоков пресной воды в затоке вод (-4,4 мм/с), а также отрицательные величины, но более чем на порядок меньшие, потока пресной воды из океана в атмосферу (-0,2 мм/с). На границах затока идёт смешение с окружающими более холодными и пресными водами, что проводит к уплотнению при смешении. Эти области и представляются наиболее вероятными районами формирования инверсий, как это наблюдалось на рисунке 2.
Существенное увеличение количества солёностных инверсий в 2010-е годы, с усилением ветров из Арктики над рассматриваемой нами областью частого развития конвекции, говорит о возможно важной роли испарения в формировании конвекции в этом регионе.
В данной работе не наблюдалось инверсий, как результата осолонения при ледообразовании в связи с тем, что температура поверхности моря в районах профилей инверсий всегда превышала температуру замерзания морской воды. В самом деле, в районе глубокой конвекции морской лёд наблюдается нечасто, особенно в последние десятилетия потепления вод океана (Bashmachnikov et al., 2021). Однако можно также предположить, что исследовательские суда стараются избегать наблюдений в зоне плавучих льдов и этот механизм также оказывает некоторое влияние на гравитационную дестабилизацию верхних слоёв океана.
Полученные в этой работе результаты позволяют выдвинуть новые гипотезы о вероятно существенной роли вышеизложенных механизмов осолонения поверхностного слоя моря в развитии конвекции в Гренландском море и уточнить причины ее межгодовой изменчивости.
Литература
1. Алексеев, Г.В., Богородский, П.В., Нагурный, А.П. (1989). Структура термохалинных полей в районе циклонической циркуляции и поднятия донных вод Гренландского моря. В: Ю.В., Николаева, Г.В., Алексеева, под ред., Структура и изменчивость крупномасштабных океанологических процессов и полей в Норвежской энергоактивной зоне, Ленинград: Гидрометеоиздат, 37-43.
2. Алексеев, Г.В., Кузмина, С.И., Глок, Н.И., Вязилова, А.Е., Иванов, Н.Е., Смирнов, А.В. (2017). Влияние Атлантики на потепление и сокращение морского ледяного покрова в Арктике, Лёд и Снег, 57(3), 381-390. https://doi.org/10.15356/2076-6734-2017-3-381-390.
3. Башмачников, И.Л., Федоров, А.М., Весман, А.В., Белоненко, Т.В., Колдунов, А.В., Духовской, Д.C. (2018). Термохалинная конвекция в субполярных морях Северной Атлантики и Северо-Европейского бассейна СЛО по спутниковым и натурным данным. Часть 1: локализация областей конвекции, Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса, 15(7), 184-194. https://doi.org/10.21046/2070-7401-2018-15-7-184-194.
4. Башмачников, И.Л., Федоров, А.М., Весман, А.В., Белоненко, Т.В., Духовской, Д.С. (2019). Термохалинная конвекция в субполярных морях Северной Атлантики и Северо-Европейского бассейна СЛО по спутниковым и натурным данным. Часть 2: индексы интенсивности конвекции, Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса, 16(1), 191-201. https://doi.org/10.21046/2070-7401-2019-16-1-191-201.
5. Каледина, А.С., Башмачников, И.Л. (2023). Характеристики плотностных инверсий в Гренландском море в холодный сезон за 1993-2019 годы. Морской гидрофизический журнал, 39(1), 21-30. doi:10.29039/0233-7584-2023-1-21-30.
6. Федоров, А.М., Башмачников, И.Л., Белоненко, Т.В. (2018). Локализация областей глубокой конвекции в морях Северо-Европейского бассейна, Лабрадор и Ирмингера, Вестник Санкт-Петербургского университета. Науки о Земле, 63(3), 345362. https://doi.org/10.21638/spbu07.2018.306.
7. Bashmachnikov, I.L., Fedorov, A.M., Golubkin, P.A., Vesman, A.V., Selyuzhenok, V.V., Gnatiuk, N.V., Bobylev, L.P., Hodges, K.I., Dukhovskoy, D.S. (2021). Mechanisms of interannual variability of deep convection in the Greenland Sea, Deep-Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 174, 1-20. https://doi.org/10.1016/i.dsr.2021.103557.
8. Brakstad, A., Vage, K., Havik, L., & Moore, G.W.K. (2019). Water Mass Transformation in the Greenland Sea during the Period 1986-2016, Journal of Physical Oceanography, 49(1), 121-140. https://doi.org/10.1175/JPO-D-17-0273.1.
9. Broecker, W.S. (1991). The Great Ocean Conveyor, Oceanography, 4(2), 79-89. https://doi.org/10.5670/oceanog.1991.07.
10. Chu, P.C. (1991). Geophysics of Deep Convection and Deep Water Formation in Oceans // In: P.C., Chu, J.C., Gascard, ed., Deep Convection and Deep Water Formation in the Oceans. Elsevier, 3-16. https://doi.org/10.1016/S0422-9894(08)70057-6.
11. Clarke, R.A., J.-C. Gascard (1983): The formation of Labrador Sea water. Part 1: Large-scale processes, Journal of Physical Oceanography, 13, 1764-1788. https://doi.org/10.1175/1520-0485(1983)013<1764:TFOLSW>2.0.CO;2.
12. de Boyer Montegut, C., Madec, G., Fischer, A.S., Lazar, A., Iudicone, D. (2004). Mixed layer depth over the global ocean: An examination of profile data and a profile-based climatology, Journal of Geophysical Research, 109, C12003. https://doi.org/10.1029/2004JC002378.
13. Fairall, C.W., E.F. Bradley, J.E. Hare, A.A. Grachev, J.B. Edson (2003). Bulk Parameterization of Air-Sea Fluxes: Updates and Verification for the COARE Algorithm, Journal of Climate, 16(4), 571-591. https://doi.org/10.1175/1520-0442(2003)016<0571:BPOASF>2.0.CQ;2.
14. Fedorov, A.M., Bashmachnikov, I.L. (2020). Accuracy of the deep convection intensity from a limited number of casts, Dynamics of Atmospheres and Oceans, 92(101164). https://doi.org/10.1016/i.dvnatmoce.2020.101164.
15. Germe, A., Houssais, M.-N., Herbaut, C., Cassou, C. (2011). Greenland Sea sea ice variability over 1979-2007 and its link to the surface atmosphere. Journal of Geophysical Research, 116 (C10034). https://doi.org/10.1029/2011JC006960.
16. Johannessen, O.M., Lygre, K., Eldevik, T. (2005). Convective chimneys and plumes in the Northern Greenland Sea. In: H., Drange, T., Dokken, T., Furevik, R., Gerdes , W., Berger, ed., The Nordic Seas: An Integrated Perspective, American Geophysical Union, 251-272.
17. Kara, A.B., Rochford, P.A., Hurlburt, H.E. (2003). Mixed layer depth variability over the global ocean, Journal of Geophysical Research, 108(C3), 3079. https://doi.org/10.1029/2000JC000736.
18. Latif, M., Boning, C., Willebrand, J., Biastoch, A., Dengg, J., Keenlyside, N., Schweckendiek, U. and Madec, G. (2006). Is the Thermohaline Circulation Changing? Journal of Climate, 19(18), 4631-4637. https://doi.org/10.1175/JCLI3876.1.
19. Marshall, J., Schott, F. (1999). Open-ocean convection: Observations, theory, and models, Reviews of Geophysics, 37(1), 1-64. https://doi.org/10.1029/98RG02739.
20. Moore, G.W.K., Vage, K., Pickart, R.S., Renfrew, I.A. (2015). Decreasing intensity of open-ocean convection in the Greenland and Iceland seas, Nature Climate Change, 5, 877882. https://doi.org/10.1038/nclimate2688.
21. Mysak, L.A., Manak, D.K., Marsden, R.F. (1990). Sea-ice anomalies observed in the Greenland and Labrador Seas during 1901-1984 and their relation to an interdecadal Arctic climate cycle, Climate Dynamics, 5, 111-133. https://doi.org/10.1007/BF00207426.
22. Peterson, B.J., McClelland, J., Curry, R., Holmes, R.M., Walsh, J.E., Aagaard, K. (2006). Trajectory shifts in the Arctic and subarctic freshwater cycle, Science, 313(5790), 1061-1066. https://doi.org/10.1126/science.1122593.
23. Pithan, F., Svensson, G., Caballero, R., Chechin, D., Cronin, T.W., Ekman, A.M.L., Neggers R., Shupe, M.D., Solomon A., Tjernstrom, M., Wendisch, M. (2018). Role of air-mass transformations in exchange between the Arctic and mid-latitudes, Nature Geoscience, 11, 805-812. https://doi.org/10.1038/s41561-018-0234-1.