Очевидно, что приток АВ не добавляет пресной воды в Арктический бассейн, а лишь способствует ее вытеснению из бассейна в зависимости от интенсивности притока АВ, чтобы сохранить баланс водных масс в Арктическом океане. Потоки АВ через пролив Фрама в Арктический бассейн и в Баренцево море через проход между о. Медвежий и Скандинавией (Barents Sea Opening (BSO) по западной терминологии) оценивались во многих работах, опубликованных с 1987 [41] по 2018 г. [22]. Перенос АВ через пролив Фрама был найден в пределах от 2 до 3,1 Св., а через BSO от 1,5 до 2,3 Св. Поступление в Арктический бассейн трансформированной АВ из Баренцева моря через желоб Св. Анны в Карском море оценено в работе [42] в пределах 1,2-1,8 Св.
К слою АВ в Арктическом бассейне относят воду с положительной температурой, которая поступает через пролив Фрама (ФрАВ). АВ, поступающая в Баренцево море, трансформируется в результате потерь тепла в атмосферу и опреснения от материкового стока и таяния льдов, приносимых из Арктического бассейна, принимает температуру ниже 0 °С и более низкую соленость, поступает далее в Карское море и через желоб Св. Анны в бассейн Нансена (БмАВ) [43]. Эта трансформированная вода из Атлантики вносит основной вклад в обновление промежуточных и глубинных вод Арктического бассейна [44] и, следовательно, участвует в формировании водных масс бассейна.
Рост притока АВ в Северо-Европейский бассейн в конце 1980-х гг. усилился в 1990-е и 2000-е гг. и сохраняется на повышенном уровне в настоящее время [23]. В этой тенденции преобладает приток в Баренцево море, который увеличился на 1 Св, а его температура повысилась на 1,0 °С, по сравнению со средним за длительный период [22]. Соответственно, возросло и поступление БмАВ в Арктический бассейн. Заглубление нулевой изотермы на нижней границе слоя АВ (рис. 3) связано с ростом притока БмАВ, которая может иметь более высокую, чем ранее, температуру и, кроме того, перемешивается с ФрАВ, что вместе приводит к заглублению нулевой изотермы. Отрицательные температуры, присущие БМАВ, также смещаются глубже (рис. 7) в результате увеличения ее слоя.
Океанографические наблюдения (рис. 8) и результаты реанализа (рис. 9) в желобе Св. Анны показывают увеличение присутствия БмАВ, поступающей отсюда в Арктический бассейн. На рис. 8 видно увеличение слоя воды с отрицательной температурой, характерной для БмАВ. Данные реанализа МЕРКАТОР [39] о распределении потенциальной плотности на том же разрезе в десятилетия 1990-х, 2000-х и 2010-х гг. также подтверждают увеличение присутствия более плотной БмАВ (рис. 9).
Глубина,
Рис. 7. Глубина изотермы -0,1 °С: а - 1970-е, б - 2000-е, в - 2010-е гг.
Fig. 7. The depth of the isotherm -0.1 °С: a - the 1970s, б - the 2000s, в - the 2010s
Рис. 8. Распределения температуры на разрезе по 81,5° с.ш. в желобе Св. Анны: а - 2000-е гг. по данным наблюдений, б - 1970-е гг. по данным Атласа EWG [33]
Fig. 8. The temperature at the section 81,5° N in the St. Anna Trough: а - the 2000s according to observations, б - the 1970s according to the EWG Atlas [33]
Рис. 9. Распределения потенциальной плотности на разрезе в желобе Св. Анны по данным реанализа МЕРКАТОР: а - 1990-е гг., б - 2000-е гг., в - 2010-е гг.
Fig. 9. Distributions of potential density at the section in the St. Anna Trough according to the MERCATOR reanalysis data: a - the 1970s, б - the 2000s, в - the 2010s
Увеличение притока атлантической воды в Арктический бассейн в последние три десятилетия привело к подъему верхней границы слоя АВ (рис. 2) и, следовательно, к сокращению толщины верхнего опресненного слоя. При этом содержание пресной воды в нем уменьшилось только в евразийской части и больше всего в 1990-е гг. а в канадской части возросло, особенно в 2010 г. (рис. 4). Причиной является повсеместное в Арктическом бассейне уменьшение солености воды в верхнем слое (рис. 5) вследствие увеличения притока пресной воды, которое в Канадском бассейне было усилено накоплением пресной воды в круговороте Бофорта [45].
Увеличением СПВ в районе Канадской котловины вызвано растущим стоком рек Лена и Маккензи [13, 46] и, в результате усиления таяния морского льда [17], накоплением пресной воды в круговороте Бофорта под влиянием ветра [20, 21]. При этом круговорот смещен от своего климатического положения ближе к берегам Аляски и Канадского архипелага. Смещение также является следствием усиления притока АВ, сопровождающегося усилением циклоничности в атмосфере над Арктическим бассейном [47] и переносами тепла и влаги через атлантический сектор Северного Ледовитого океана [48].
Рост притока АВ в Северо-Европейский бассейн и далее в Арктический бассейн влияет не только на СПВ в верхнем слое бассейна, но и на состояние морского льда, на температуру воздуха и на циркуляцию атмосферы в регионе. Причину изменений притока большинство исследователей находят в воздействии ветра при изменяющейся циркуляции атмосферы [22, 49, 50]. Хотя изменчивость переноса АВ показывает высокую корреляцию между ветром в северных морях и Северной Атлантике, взаимосвязи между переносом АВ, ветром и Северо-Атлантическим колебанием не являются устойчивыми и полностью нарушаются в периоды максимального притока АВ в 1930-1940-е гг. и в 2000-2010-е гг. [22, 49]. Поэтому получает все больше подтверждений опережающее влияние притока АВ на развитие климатических аномалий в высоких широтах [50, 51], впервые установленное В.Ю. Визе [47].
В работах [52, 53] показано, что истоки этого влияния находятся в низких широтах Северной Атлантики, в области аномально высокой температуры поверхности океана (ТПО). Аномалии ТПО в этой области формируют отклик в поступлении АВ и атмосферном транспорте тепла и влаги в приатлантическую Арктику. Здесь мы проследили проявление этого отклика в изменениях температуры воды в отдельных районах на пути от тропической Атлантики до Арктического бассейна (рис. 10 а).
На рис. 10 б показана синхронная корреляция между средней температурой воды за январь-июнь в слое 50-200 м на станциях 3-7 океанографического разреза по Кольскому меридиану (33,5° в.д.), которая служит репрезентативным индикатором изменений притока АВ в Баренцево море [54], и измеренной в отдельные годы максимальной температурой воды в поверхностном слое в проливе Фрама. Ряд данных из пролива Фрама составили 44 значения в разные годы периода 1960-2017 гг, которым были соотнесены данные Кольского разреза за те же годы. Естественно, ряд температур из пролива Фрама содержит значительные случайные ошибки, поэтому коэффициент корреляции (0,60) сравнительно невелик, но значим. В работе [22] в расчетах на глобальной модели океана найдена корреляция (0,67) между переносом АВ через пролив Фрама и притоком в Баренцево море. Поэтому мы можем принять данные о температуре на Кольском разрезе в качестве репрезентативного индикатора изменений температуры АВ и в проливе Фрама.
В свою очередь, изменения температуры на Кольском разрезе связаны с изменениями температуры в октябре в области 5-20° с.ш., 60-30° з.д. (сезонный максимум ТПО) тремя годами ранее с коэффициентом корреляции 0,71 (рис. 10 б). Температура на Кольском разрезе (показатель температуры в проливе Фрама), в свою очередь, опережает на три года изменения максимальной температуры в слое АВ в районе мыса Арктический (средние координаты района 80,76° с.ш., 146,98° в.д.), с коэффициентом корреляции 0,70 (рис. 10 г). Контрольное звено в рассматриваемой последовательности связей - корреляция между ТПО в низких широтах и максимальной температурой в районе мыса Арктический спустя 6 лет (рис. 10 д) с коэффициентом 0,64.
Механизм передачи воздействия аномалий ТПО в низкоширотной области Северной Атлантики на температуру АВ в приатлантической Арктике, включающий взаимодействие между циркуляционными структурами в океане и атмосфере, предложен в работах [52, 53]. Таким образом, изменения в притоке АВ не только влияют на изменения структуры водных масс в Арктическом бассейне, но и служат индикатором отдаленного экваториального воздействия на арктические процессы.
Рис. 10. Корреляционные зависимости между изменениями температуры АВ в разных районах океана от тропиков Северной Атлантики до м. Арктический в Арктическом бассейне в 1963-2016 гг. с учетом запаздываний:
а - схема распространения влияния аномалии ТПО из Северной Атлантики в Арктический бассейн; б - синхронная корреляция между средней температурой воды за январь-июнь в слое 50-200 м на станциях 3-7 океанографического разреза по Кольскому меридиану (33,5° в.д.) и максимальной температурой воды в поверхностном слое в проливе Фрама; в - корреляция между ТПО в области 5-20° с.ш., 60-30° з.д. и температурой воды в январе-июне на Кольском разрезе через 3 года; г - корреляция между температурой воды в январе-июне на Кольском разрезе и максимальной температурой в слое АВ в районе мыса Арктический (центр района 80,76° с.ш., 146,98° в.д.) через 3 года; д - корреляция между ТПО в октябре в области 5-20° с.ш., 60-30° з.д. и максимальной температурой в слое АВ в районе мыса Арктический спустя 6 лет
Fig. 10. Correlation between changes of AW temperature in different regions of the ocean from the tropics of the North Atlantic to the Cape Arktichesky in the Arctic Basin in 1963-2016, taking into account delays: а - the spreading scheme of the influence of SST anomalies from the North Atlantic to the Arctic Basin; б - synchronous correlation between the average water temperature for January-June in a layer of 50-200 m at stations 3-7 of the oceanographic section along the Kola meridian (33,5° E) and the maximum water temperature in the surface layer in Fram Strait; в - correlation between SST in October in the region of 5-20° N, 60-30° W and water temperature in January - June at the Kola section three years later; г - correlation between water temperature in January - June at the Kola section and the maximal temperature in the AW layer in the area of Cape Arktichesky (the center of the area is 80,76° N, 146,98° E) after three years; д - correlation between SST in October in the region of 5-20° N, 60-30° W and the maximal temperature in the AW layer in the area of Cape Arktichesky after 6 years
Выводы
Обнаруженное в начале 1990-х гг. потепление в слое воды атлантического происхождения к северу от Карского моря отмечено на всей акватории Арктического бассейна во все последующие десятилетия по 2010-е гг. включительно.
Масштабные изменения в слое АВ повлияли на вертикальную структуру всей водной толщи Арктического бассейна. Верхняя граница слоя АВ, отождествляемая с глубиной нулевой изотермы, повсеместно поднялась на несколько десятков метров (до 60 м и более) относительно ее положения до начала потепления в 1970-е гг.
В тоже время нижняя граница слоя АВ, также определяемая по глубине нулевой изотермы, опустилась в результате роста притока трансформированной АВ через Баренцево и Карское моря, что в совокупности с подъемом верхней границы слоя свидетельствует об увеличении объема АВ в Арктическом бассейне.
В результате вклад АВ в баланс вод Арктического бассейна значительно вырос, и восстановление баланса должно было произойти за счет сокращения толщины верхнего опресненного наиболее динамичного слоя и, соответственно, уменьшения содержания пресной воды в нем.
В 1990-е гг. СПВ в слое 0-100 м уменьшилось до 2 м и более в евразийской части Арктического бассейна к западу от 180° в.д., а к востоку от 180° в.д., ближе к берегам Аляски и Канадского архипелага, возросло. Эта тенденция усилилась в 2000-е и в 2010-е гг.
Сравнение распределений СПВ и положения верхней границы слоя АВ в разные десятилетия методом пространственной корреляции полей подтвердило тесную связь между обоими распределениями.
Влияние притоков пресной воды на изменения ее содержания проявилось в увеличении СПВ в районе Канадской котловины и круговорота Бофорта в 19902010-е гг, что отчасти может быть последствием усиления притока АВ в Северо-Европейский бассейн, сопровождающегося усилением циклоничности над Арктическим бассейном и переносами тепла и влаги через атлантический сектор СЛО.
Прослежено проявление отклика в изменениях температуры воды на входе в Арктический бассейн и на пути распространения АВ в бассейне в ответ на аномалии ТПО в приэкваториальной Атлантике, подтвержденное последовательностью связей и запаздываний.
Таким образом, изменения в притоке АВ не только влияют на изменения структуры водных масс в Арктическом бассейне, но и служат индикатором отдаленного экваториального воздействия на арктические процессы.
Список литературы
1. Alekseev G.V., BulatovL.V., Zakharov V.F. Fresh water freezing/melting cycle in the Arctic Ocean // The Freshwater Budget of the Arctic Ocean / Ed. Lewis E.L. et al. Kluwer Academic Press, 2000. P 589-608.
2. Aagaard K., Carmack E.C. The role of sea ice and other fresh water in the Arctic circulation // J. Geophys. Res. 1989. V 94. № C10. P 14485-14498.
3. Алексеев Г.В., Иванов В.В., Кораблев А.А. Межгодовая изменчивость глубокой конвекции в Гренландском море // Океанология. 1995. Т. 35. № 1. С. 45-52.
4. Proshutinsky A., Johnson M.A. Two circulation regimes of the wind-driven Arctic Ocean // J. Geophys. Res. 1997. V 102. P 12493-12514.
5. Трешников А.Ф., Баранов ГИ. Структура циркуляции вод Арктического бассейна. Л.: Гидро- метеоиздат, 1972. 158 с.
6. Hakkinen S.A. Simulation of thermohaline effects of a Great Salinity Anomaly // J. Climate. 1999. V. 12. P 1781-1795.
7. KarcherM.J., Gerdes R., KaukerF, Koberle C., Yashayaev I. Arctic Ocean change heralds North Atlantic freshening // Geophys. Research Letters. 2005. V. 32. L21606.
8. Jahn A., Aksenov Y.O., de Cuevas B.A., De Steur L., Hakkinen S., Hansen E., et al. Arctic Ocean freshwater: How robust are model simulations? // J. Geophys. Res. 2012. V. 117. C00D16. doi:10.1029/2012JC007907.
9. Fedorov A., Barreiro M., Boccaletti G., Pacanowski R., Philander S.G. The Freshening of surface waters in high latitudes: effects on the thermohaline and wind-driven circulation // J. Phys. Oceanogr. 2007. V. 37. P. 896-907.
10. Serreze M.C., Barrett A.P., Slater A.G., Woodgate R.A., Aagaard K., Lammers R.B., Steele M., Moritz R., Meredith M., Lee C.M. The large-scale freshwater cycle of the Arctic // J. Geophys. Res. Ocean. 2006. V 111. C11010. doi:10.1029/2005JC003424.
11. Morison J.H., KwokR., Peralta-Ferriz C., AlkireM., RigorI.G., AndersenR., SteeleM. Changing Arctic Ocean freshwater pathways // Nature. 2012. V. 481. № 7379. P 66-70.