Океанология, 2021, T. 61, № 4, стр. 517-527

ВВЕДЕНИЕ

Формирование поверхностных вод в океане происходит под влиянием процессов тепло- и влагообмена с атмосферой. В частности, интенсивность данных процессов важна для определения глубины перемешанного слоя, которая, в свою очередь, влияет на обмен массой, импульсом, энергией и теплом между атмосферой и океаном и, таким образом, играет важную роль для погоды и климата.

Одним из важнейших факторов, определяющих глубину перемешанного слоя, является поток плавучести на поверхности океана, величина которого определяется интенсивностью потоков тепла между океаном и атмосферой, разностью между осадками и испарением, соленостью и температурой воды, а также пресным стоком [26]. Для различных районов Мирового океана преобладающие факторы, определяющие величину потока плавучести, могут меняться. Так, в полярных районах, где поверхностные воды имеют низкие температуры, главным компонентом, определяющим изменение плотности поверхности океана, является изменение солености в результате адвекции вод из средних и низких широт, а также осолонение при льдообразовании и опреснение при таянии льда. Северная Атлантика также является одним из регионов с наиболее высокими потоками плотности, вызванными выхолаживанием вод при зимней конвекции в море Лабрадор, влияние которой распространяется также на промежуточные и глубинные воды. Во внутритропических регионах, где изменчивость температуры незначительна, изменение плотности в наибольшей степени зависит от разности между осадками и испарением.

Среди всех компонентов, определяющих величину потока плавучести, баланс пресной воды на поверхности океана связан с наибольшей неопределенностью. В частности, измерения солености на поверхности океана связаны с множеством неточностей [4], и в ряде работ подчеркивается несогласованность между различными источниками данных. Так, в работе [21] установлено, что спутниковые данные SMOS систематически занижают значения солености по сравнению с данными дрейфующих буев ARGO на величины до 2 ЕПС, в особенности в районах интенсивного выпадения осадков. В работе [20] показано, что учет в модели GECCO эффектов таяния льда приводит к улучшению воспроизведения потоков пресной воды в сравнении с реанализом NCEP/NCAR. Наличие подобных систематических различий в данных о солености поверхности океана обуславливает необходимость определения наиболее достоверного источника данных о солености, на основе которого возможно наиболее точно рассчитать величину потока плотности.

Наиболее широко используемые спутниковые измерения солености представлены данными SMOS и Aquarius [14, 15]. Измерения солености со спутника имеют практически глобальное покрытие и высокое пространственное разрешение, однако, как и в случае буев, представляют собой среднемесячные характеристики. В отличие от буев ARGO, где верхний горизонт соответствует глубине 5 м, спутниковые данные предоставляют информацию на поверхности океана, под которой обычно подразумеваются первые сантиметры глубины. Помимо спутников и дрейфующих буев, данные о солености также представлены в реанализах, где происходит усвоение данных различных натурных измерений. Помимо физических факторов, величина и точность воспроизведения потоков плотности поверхностных вод (величины, обратной потоку плавучести) зависит от разрешения используемых численных моделей. Так, увеличение пространственного разрешения может приводить к увеличению потоков плотности в субтропических и субполярных широтах и в то же время к их уменьшению в экваториальных районах [11].

Величина потока плотности на поверхности океана нелинейно зависит от солености, поскольку при расчете данной характеристики соленость учитывается не только напрямую, но и в уравнении состояния и, следовательно, влияет как на плотность, так и на коэффициент термического расширения морской воды [25]. Таким образом, различия в оценках солености могут вносить неопределенность в оценку потоков плотности. Основная цель данной работы – получить количественную оценку влияния использования различных источников данных о солености на рассчитанную величину потока плотности по данным единственного на сегодняшний день реанализа (NCEP-CFSv2), сгенерированного объединенной моделью океана и атмосферы, в решении которой данные об океане являются согласованными с атмосферными данными. Степень, до которой океанские данные из реанализа NCEP-CFSv2 являются адекватными и достоверными для оценок состояния океана, до сих пор оценена недостаточно. В работе приводится сравнительная оценка солености из трех принципиально различных источников данных – реанализа, спутниковых и буйковых наблюдений. Обсуждается влияние различий в солености на глобальное пространственное распределение и сезонную изменчивость потоков плотности поверхностных вод. Установлено, что наибольшие различия в оценках общего потока плотности наблюдаются в основном в низких и средних широтах, где сильно влияние осадков. Кроме того, показано, что аномалии солености между различными источниками данных могут соответствовать аномалиям результирующего потока плотности как того же, так и противоположного знака в зависимости от региона. Показано, что для результирующего потока плотности эффект от использования различных массивов данных о солености выше эффекта учета короткопериодной изменчивости солености в данных реанализа, имеющих наиболее высокую временнýю дискретность.

ДАННЫЕ И МЕТОДЫ

В данной работе расчет потоков на поверхности океана осуществляется на основе данных реанализа NCEP CFSv2 [23], предоставляемого Национальным центром Прогнозов Окружающей Среды США (NCEP). Данный реанализ охватывает временнóй период с 2011 г. по настоящее время и является новым поколением реанализа NCEP CFSR [22], покрывающего период 1979–2011 гг. Временнáя дискретность предоставляемых данных составляет 6 ч. NCEP CFSv2 основан на объединенных моделях атмосферы NCEP GFS, поверхности суши NOAH и океана GFDL MOM4 с циклическим усвоением данных натурных н-аблюдений. Спектральное разрешение атмосферной модели GFSv2 и системы ассимиляции GODAS составляет Т574, при пространственном разрешении соответствующей Гауссовой N-сетки, на которой рассчитываются величины потоков тепла и осадков, равным 0.205° (1760 × 880). Разрешение океанской модели составляет 0.25° в районе экватора (10° с.ш.–10° ю.ш.) и 0.5° в остальных районах. В этом смысле конфигурация океанской модели MOM4, используемой в NCEP CFSv2, позволяет генерировать (в том числе и за счет усвоения) в низких и частично в средних широтах дополнительную кинетическую энергию, связанную с вихревыми движениями, однако не разрешает океанские вихри сами по себе. В этом смысле наше исследование не учитывает роль вихрей в формировании потоков плотности, что было исследовано в [11]. Однако мы были сконцентрированы на использовании NCEP CFSv2 как объединенной конфигурации, допускающей взаимовлияние океана и атмосферы. Использование объединенной конфигурации моделей, наряду с высокими пространственным разрешением и временнóй дискретностью, является преимуществом выбора реанализа NCEP CFSv2 для целей данного исследования, поскольку позволяет оценить вклад высокой временнóй и пространственной изменчивости солености поверхности океана в общий поток плотности, а также имеет данные на регулярной сетке, что недоступно для спутниковых и буйковых наблюдений, предоставляющих среднемесячные значения данной характеристики. В реанализе применяется спектральная релаксация солености на глубине 5 м к среднегодовым значениям из массива Всемирной Океанологической базы данных (World Ocean Database 1998 [8]), и известно, что неточности в установке коэффициентов релаксации значительно занижают ее сезонную и межгодовую динамику [27].

Помимо реанализа NCEP CFSv2, в работе использовались также другие источники данных о солености, потенциально более достоверно воспроизводящие внутригодовую изменчивость солености: продукт интерполяции контактных измерений дрейфующих буев ARGO, а также данные спутниковых измерений Aquarius. Соленость в буях ARGO определяется через измерение электропроводности в датчике буя [16] на глубине от 5 м. Поскольку буйковые измерения являются точечными, существует множество продуктов, например, таких как АМИГО [3] и ISAS-15 [9], в которых проведена интерполяция данных буев ARGO на регулярную сетку для среднемесячных данных. В работе используется массив ISAS-15 [9], основанный на оптимальной интерполяции данных дрейфующих буев ARGO, охватывающий период с 2002 по 2015 г. с пространственным разрешением 0.5° и предоставляющий поля среднемесячных характеристик. Кроме того, в работе использованы данные спутниковых измерений Aquarius [14], где значения солености получены с помощью установления диэлектрической проницаемости морской воды на основе измеренной яркостной температуры [19]. Они охватывают период с 2011 по 2015 г. с пространственным разрешением 1° и заявленной точностью до 2 ЕПС. Для анализа различий между спутниками, буями и реанализом данные ISAS-15 и CFSv2 были интерполированы на сетку 1°, соответствующую пространственному разрешению спутниковых данных. Районы со значениями концентрации льда выше 15% по данным CFSv2 были исключены из дальнейшего анализа. В данной работе рассматривается межсезонная изменчивость потоков плотности на поверхности океана на примере 2014 г., который характеризуется аномальными значениями глубины конвекции в Северной Атлантике [1], что является отражением интенсивности потоков на поверхности океана, влияющих на формирование поверхностных вод.

Для оценки интенсивности процесса трансформации поверхностных вод в данном исследовании используется величина потока плотности, впервые предложенная в работе [25]. Данная величина отражает изменение плотности вод в поверхностном слое океана в зависимости от потоков тепла и пресной воды на границе океан–атмосфера и является обратной величиной потока плавучести. В классической океанологической литературе критерием выделения поверхностных водных масс являются глубины до 150–200 м [2]. В данном исследовании под поверхностными водами понимаются воды на глубинах до 5 м, п-оскольку данный слой наиболее подвержен трансформации вследствие тепло- и влагообмена с атмосферой. В дальнейшем, поверхностная трансформация обеспечивает формирование соответствующих водных масс океана. Соленость поверхностного слоя океана, по данным реанализа NCEP CFSv2 и продукта интерполяции дрейфующих буев ARGO ISAS-15, соответствует глубине 5 м, в то время как для спутниковых данных под поверхностным слоем понимаются первые сантиметры глубины. Данные различия необходимо учитывать при анализе солености поверхности океана по разным источникам данных, поскольку данная характеристика может значительно изменяться по вертикали в поверхностном слое океана.

Поток плотности на поверхности океана определяется следующим соотношением [22]:

где Q_net – результирующий поток тепла между океаном и атмосферой, C_p – удельная теплоемкость воды при постоянном давлении, ρ₀ – плотность воды, рассчитываемая в соответствии с уравнением состояния [13], используемым в океанской модели NCEP CFSv2, Е – осадки, S – соленость в единицах практической солености (ЕПС), (1 – s) – аномалия солености в долях единицы, s – соленость в долях единицы, α и β – коэффициенты термического расширения и соленостного сжатия, которые равны соответственно [18]: где ρ – плотность, S – соленость, T – температура. Положительные/отрицательные значения потока плотности характеризуют увеличение/ уменьшение плотности поверхностных вод. Как было сказано выше, значения температуры и солености поверхностного слоя океана в NCEP CFSv2 и ISAS-15 соответствуют горизонту 5 м. Результирующий поток тепла между океаном и атмосферой Q_net$\left( {{{Q}_{{{\text{net}}}}}} \right)$ определяется следующим отношением [5]: где DS – поток нисходящей коротковолновой радиации, US – поток отраженной коротковолновой радиации за счет альбедо, DL – поток нисходящей длинноволновой радиации, UL – поток исходящей от поверхности океана длинноволновой радиации, LH – поток скрытого тепла, SH – поток явного тепла.

При расчетах по формулам (1)–(3) мы использовали 6-часовые значения температуры, солености, осадков, испарения, потоков тепла и радиации, диагностированные реанализом. Величина прямого и косвенного влияния солености на результирующий поток плотности может различаться в зависимости от сезона и региона. Вклад соленостной составляющей (второе слагаемое в (1)) в результирующий поток плотности на порядок меньше термической (первое слагаемые в (1)) [17]. В то же время, в исследовании на основе численных моделей [10] показано, что в отдельных районах, прежде всего в тропиках, вклад термического и соленостного компонентов может быть сопоставим. Отметим, что соленость оказывает влияние на рассчитанное значение коэффициента термического расширения, который определяет влияние общего потока тепла на величину термической составляющей потока плотности, определяющей пространственное распределение потока плотности. При высоких температурах соленость оказывает незначительное влияние на коэффициент термического расширения [18] и вносит вклад в общее значение потока плотности в основном напрямую – через соленостную составляющую, что в особенности справедливо для районов с большим количеством осадков. В высоких широтах при низких температурах коэффициент термического расширения подвержен сильному влиянию солености, соответственно, в полярных и субполярных регионах соленость воздействует на пространственное распределение потока плотности преимущественно за счет влияния на термическую составляющую.

Поскольку поток плотности нелинейно зависит от солености, оценка влияния использования различных источников данных о солености на результирующий поток плотности представляет собой нетривиальную задачу. При этом временнáя дискретность данных реанализа составляет 6 ч, в то время как спутники и различные продукты интерполяции буев ARGO предоставляют среднемесячные данные. Следовательно, при проведении такой оценки также необходимо выделить влияние временнóй дискретности данных о солености на результирующий поток плотности. В данной работе для этих целей на основе реанализа NCEP CFSv2 проводился анализ следующей характеристики: $\Delta {\kern 1pt} f$ = $ = \frac{{\mathop \sum \nolimits_{i = 1}^n {{f}_{i}}\left( {t,\bar {S},{{Q}_{{{\text{net}}}}},E,P} \right) - {{f}_{i}}\left( {t,S,{{Q}_{{{\text{net}}}}},E,P} \right)}}{n}$

где f – поток плотности кг/(м² с), Δ f – разность потоков плотности [кг/(м² с)], T_i – 6-часовые значения температуры [°C], S_i – солености [ЕПС], $\bar {S}$ – среднемесячные значения солености [ЕПС], ${{Q}_{{{\text{ne}}{{{\text{t}}}_{i}}}}}$ – поток тепла [Вт/м²], E_i – 6-часовые значения испарения [кг/(м² с)], P_i – 6-часовые значения осадков [кг/(м² с)], n – количество измерений. Для солености используются 6-часовые (S_i) и среднемесячные ($\bar {S}$) данные, в то время как остальные данные имеют временнýю дискретность 6 ч.

СЕЗОННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ ПОТОКОВ ПЛОТНОСТИ И СОЛЕНОСТИ

Для каждого месяца 2014 г. на основе данных реанализа NCEP CFSv2 нами была рассчитана величина потока плотности, представленная на рис. 1 для января и июля. В январе (рис. 1a) положительные значения потока плотности лежат в Северном полушарии, а в июле – в Южном, отражая тот факт, что в зимнем полушарии происходит отдача тепла океаном в атмосферу, а в летнем – преимущественно получение.

Повышение плотности вод (положительные значения потоков плотности) за счет высокой теплоотдачи из океана в атмосферу в январе в Северном полушарии, так же как и в июле в Южном полушарии, является следствием зимнего выхолаживания вод. Экстремумы в Северном полушарии наблюдаются в районе западных пограничных течений, где значения потоков плотности составляют около 4.5 × 10^–5 кг/(м² с) в районе Гольфстрима и 3.8 × 10^–5 кг/(м² с) в районе Куросио, в Южном полушарии – у течения мыса Игольного, 1.6 × 10^–5 кг/(м² с), что обуславливается большими потоками явного тепла. Наибольшие отрицательные значения потоков плотности в январе (лето Южного полушария) лежат в областях преобладания осадков – в южной части Тихого и западной части Индийского океана абсолютные величины достигают 1.5 × 10^–5 кг/(м² с). В июле максимальные положительные значения потоков плотности отмечаются в южных тропических областях Индийского, Тихого и Атлантического океанов (до 1.7 × 10^–5 кг/(м² с)), в районе течения мыса Игольного (2.5 × 10^–5 кг/(м² с)). Наибольшие летние отрицательные значения потока плотности в Северном полушарии отмечаются в районе течения Куросио (–1.7 × 10^–5 кг/(м² с)) и тропических областях. Потоки плотности в весенний и осенний периоды (не показаны) имеют зональное распределение с увеличением потока плотности в средних и высоких широтах и уменьшением в низких. Изменение знака потока плотности в зависимости от полушария в зимнее и летнее время (рис. 1) определяется термической составляющей, которая главным образом зависит от величины потока тепла [17].

Величина солености на поверхности океана определяется главным образом разностью между осадками и испарением, а также влиянием речного стока и морского льда. Средние значения солености поверхности океана и ее среднеквадратическое отклонение по данным реанализа NCEP CFSv2 показаны на рис. 2. Пространственное распределение солености для января (рис. 2a) и июля (рис. 2б) 2014 г. в целом близки, причем максимальные значения приурочены к тропическим областям, где благодаря низкой облачности и небольшому количеству осадков наблюдаются высокие величины разности между осадками и испарением. Максимальные значения солености составляют около 37.3 ЕПС для тропических областей Атлантики, около 35.7 ЕПС для тропических областей Индийского океана и 36.4 ЕПС для южных тропиков Тихого океана. Минимумы солености приурочены к внутритропической зоне конвергенции (ВЗК), что связано с большим количеством осадков. Сильные локальные минимумы приурочены к областям впадения крупных рек (до 26 ЕПС в дельте Конго и до 30 ЕПС в дельте Амазонки) и полярным и субполярным широтам. Отметим здесь, что полная форма уравнения (1) также включает во втором члене правой части величину континентального пресноводного стока и таяние/замерзание льда, помимо осадков и испарения:

где R – континентальный сток, I – баланс таяния или замерзания льда. В данной работе эффект этих двух членов не учитывался ввиду существенных неопределенностей континентального стока и характеристик баланса льда в NCEP CFSv2. Имеющиеся оценки по сопоставлению реанализов (например, [24]) существенно меньше эффектов осадков и испарения. В этом смысле в данной работе учет эффектов опреснения в приустьевых областях ограничен учетом роли солености и может быть занижен до 10%.

Соленость подвержена небольшой изменчивости в течение месяца: среднеквадратическое отклонение (СКО) в большинстве областей не превышает 0.1 ЕПС. Максимальные сезонные изменения солености поверхности океана относятся к областям впадения крупных рек, а также наблюдаются в Северном море за счет влияния затоков из Балтики. Максимумы СКО достигают в этих областях 1.5 ЕПС. Таким образом, соленость по данным реанализа характеризуется невысокой изменчивостью внутри одного месяца как для зимнего, так и для летнего сезонов. Стоит упомянуть о некотором несоответствии внутрисезонной изменчивости солености в реанализе NCEP CFSv2 имеющимся данным натурных измерений, которое также отмечается в работе [27]. Например, в районе впадения р. Ориноко значения СКО в январе несколько выше, чем значения в июле, в то время как в зимний период расход реки почти на порядок меньше летнего.

ВЛИЯНИЕ СОЛЕНОСТИ НА ВЕЛИЧИНУ ПОТОКА ПЛОТНОСТИ

На рис. 3 представлены разности между среднемесячной соленостью по данным CFSv2, спутниковым данным Aquarius (рис. 3а, 3б) и данным ISAS-15 (рис. 3в, 3г) для января (рис. 3а, 3в) и июля (рис. 3б, 3г) 2014 г. В целом данные разности не обнаруживают устойчивых региональных закономерностей, свидетельствуя о случайном характере различий между разными массивами данных, характеризующихся многими неопределенностями. В сравнении со спутниковыми данными (рис. 3а, 3б) реанализ в течение всех сезонов демонстрирует более высокие значения солености в ВЗК (локально до 3 ЕПС), также наблюдаются значительно более высокие значения в летнее время у устья Амазонки (до 2.5 ЕПС). Умеренные значения разностей (до 0.8 ЕПС) в течение всех сезонов приурочены к морям Юго-Восточной Азии, восточной части Индийского океана и западным тропикам Тихого океана. Сезонные различия наблюдаются в ВЗК в Тихом океане: в летний период соленость из реанализа выше солености по данным спутниковых наблюдений (до 0.8 ЕПС), в то время как в зимний период наблюдается небольшое превышение солености по спутниковым данным или очень близкие друг к другу значения. Также ярко проявляются сезонные различия в разностях соленостей по данным реанализа и спутниковых наблюдений в субполярных широтах в Северной Атлантике – в зимнее время соленость по данным реанализа превышает значения по спутнику (до 0.9 ЕПС), в летнее время наблюдается обратная картина с отрицательными разностями до –0.7 ЕПС. Для сеточного массива, основанного на данных буев ARGO (рис. 3в, 3г), различия с реанализом на большей части акватории достигают не более 0.5 ЕПС, о-днако в районах впадения рек различие может достигать 2 ЕПС, что справедливо, например, для области опреснения у устья реки Ориноко (до 2 ЕПС), в Гвинейском и Бенгальском заливах (до 1.5 ЕПС) в летний период, а также у Панамского залива (до 2.5 ЕПС) в зимний период.

Для обоих источников данных наибольшие различия (до 2 ЕПС) наблюдаются в высоких широтах, что является значительной величиной, учитывая точность современных инструментальных измерений. Данные различия могут быть связаны с неточностями спутниковых наблюдений при наличии ледовых условий, а также с низкой температурой поверхности воды, которые обуславливают неточности в расчете солености [14, 21].

В отличие от наблюдаемых различий солености (рис. 3), распределение разностей потоков плотности (рис. 4) подвержено сезонной изменчивости, что особенно характерно для величин, рассчитанных по данным Aquarius (рис. 4a, 4б). Так, в зимнее время (рис. 4a) максимальные разности (до 1 × 10^–7 кг/(м² с)) наблюдаются в субполярных районах Южного полушария, которые характеризуются отрицательными значениями потока плотности (рис. 1a). Поскольку для данного района не наблюдается больших различий в солености (рис. 3a), данные разности, вероятно, являются индикатором того, что соленость оказывает влияние на поток плотности через значение рассчитанного коэффициента термического расширения на термическую составляющую потока плотности, которая на порядок выше соленостной [6, 10, 11]. Большие значения разностей рассчитанных потоков плотности к югу от Японских островов ассоциируются с региональными аномалиями солености (рис. 3a) и свидетельствуют о роли соленостной составляющей в общем потоке плотности.

Наибольшие разности между потоками плотности по данным реанализа и данным ISAS-15 наблюдаются в летнее время в Бенгальском заливе, где отрицательные аномалии в поле солености соответствуют положительным аномалиям потока плотности, а также у западного побережья Австралии (рис. 4в, 4г).

Таким образом, различия между потоками плотности на основе солености из Aquarius и на основе данных CFSv2 в большей части Мирового океана довольно невелико: 1–3% на большей части открытых акваторий. Однако в областях с высокими значениями потока пресной воды в юго-восточной части Индийского океана, Бенгальском заливе, юго-восточной части Тихого океана, устьевом взморье Амазонки и в ВЗК различия локально достигают 10%. Поскольку временнáя дискретность данных реанализа составляет 6 ч, в то время как Aquarius и ISAS-15 предоставляют среднемесячные данные, нами была проведена оценка вклада временнóй дискретности данных о солености в результирующий поток плотности, обусловленный нелинейностью уравнения (1). Пространственное распределение разности, рассчитанной на основе месячных и 6-часовых данных реанализа NCEP CFSv2 согласно соотношению (4), представлено на рис. 5.

Изменчивость солености внутри одного месяца по данным реанализа (рис. 2) в большинстве акваторий не превышает 0.1 ЕПС, что меньше разности среднемесячных соленостей по разным источникам данных (рис. 3), которая в среднем составляет до 0.5 ЕПС. Таким образом, использование данных о солености с 6-часовой дискретностью приводит к увеличению потоков плотности на величины до 4 × 10^–9 кг/(м² с), причем пространственное распределение разностей ожидаемо соответствует областям максимальных значений СКО солености в областях ВЗК и западных пограничных течений. Однако эти различия на несколько порядков меньше, чем различия, связанные с использованием разных данных о солености. Влияние использования высокого временнóго разрешения данных о солености крайне мало и не превышает 1% от общей величины полного потока плотности. Таким образом, роль источников данных о солености в формировании потока плотности на порядок превосходит роль нелинейных эффектов, учитываемых использованием данных о солености с высоким разрешением.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе проведен анализ роли солености в формировании потока плотности на поверхности океана по различным данным. Пространственное распределение потока плотности определяется главным образом результирующим потоком тепла на поверхности океана. Роль солености в формировании потоков плотности изменяется в зависимости от региона: в экваториальных широтах соленость напрямую влияет на расчетные значения потоков плотности, тогда как в средних и высоких широтах соленость оказывает влияние преимущественно через рассчитанную плотность и коэффициент термического расширения, которые влияют на масштабирование результирующего потока тепла.

Наибольшие различия между используемыми в работе источниками данных о солености наблюдаются в ВЗК, а также в восточной части Индийского и западной части Тихого океана, где величины потока плотности, рассчитанные на основе солености из реанализа NCEP CFSv2, превышают на 1 × 10^–7 кг/(м² с) потоки плотности, полученные на основе солености из спутниковых данных Aquarius и данных ISAS-15, основанных на наблюдениях ARGO. Потоки плотности, оцененные на основе спутниковых данных Aquarius, превышают значения, полученные по данным реанализа NCEP CFSv2, на величины до 1 × 10^–7 кг/(м² с) в субполярных широтах Южного океана и в северо-западной части Тихого океана в январе, а также в субполярных широтах в Северной Атлантике в июле 2014 г. Аналогичные разности между потоками плотности по данным реанализа и потоками, рассчитанными на основе солености из ISAS-15, наблюдаются в Бенгальском заливе и у западного побережья Австралии. Нами показано, что учет короткопериодной изменчивости солености на мезомасштабе оказывает очень небольшое влияние на рассчитанный поток плотности по сравнению с эффектом использования различных массивов данных о солености, причем наибольшие различия наблюдаются в основном в низких и средних широтах, где сильно влияние осадков. В этой связи следует отметить, что синоптическая и мезомасштабная изменчивость солености в реанализе NCEP CFSv2 может быть недооценена в силу упрощений используемой модели океана в относительно грубом разрешении и демпфирования магнитуд изменчивости поверхностных характеристик при объединении океанского и атмосферного блоков в реанализе. В этом смысле, крайне необходимым является проведение оценки изменчивости поверхностной солености в данных моделирования океана с высоким разрешением.

Результаты данной работы открывают возможности для построения оценок поверхностной трансформации вод в зависимости от величин плотности, а также различных классов температуры и солености, что позволит получить оценки характеристик водных масс, трансформированных и сформированных на поверхности океана для различных районов. Кроме того, полученные методические результаты по оценке роли нелинейных эффектов, связанных с мезомасштабной изменчивостью солености, дают возможность провести расчеты за длительные промежутки времени, используя месячные данные о солености, и оценить межгодовую изменчивость потоков плотности и поверхностной трансформации вод океана.

Проведенный анализ выявил существенные проблемы в репрезентативности поверхностной солености в реанализе NCEP CFSv2, в первую очередь в части сезонного хода, и позволил впервые оценить влияние этих проблем на потоки плотности, сезонный ход которых, будучи оценен по данным реанализа NCEP CFSv2, в основном формируется за счет разности “осадки – испарение”. Оценки этой неопределенности, а также других выявленных неопределенностей представления солености в реанализе NCEP CFSv2, полученные в работе, являются важными, учитывая широкое использование данного реанализа для оценки измерений гидрологического цикла и других приложений.

В дальнейшем мы предполагаем выполнить анализ долговременных изменений потоков плотности и связанной с ними поверхностной трансформации водных масс с использованием долговременных массивов солености по данным как прямых измерений, так и реконструкций, основанных на различных данных [7]. Это потребует оценки ошибок репрезентативности, которые будут сильно варьироваться в зависимости от района, и в этом смысле анализ результатов, основанных на реанализе, будет крайне полезен, поскольку позволит оценивать приблизительно эти ошибки на основе алгоритмов ре-самплинга, ранее использовавшихся для потоков тепла [12].

Благодарности. Мы крайне признательны двум рецензентам за полезные замечания, которые позволили улучшить первоначальный вариант статьи. Также выражаем благодарность Хингрен Ву (NCEP) за полезные консультации по характеристикам реанализа NCEP CFSv2.

Источник финансирования. Данная работа выполнена при поддержке проекта Министерства науки и высшего образования РФ № 14.616.21.0102 (идентификатор RFMEFI61618X0102).