reforef.ru 1

Водные массы океанов и морей. (К 100-летию А.Д. Добровольского).

МАКС пресс. 2007. стр. 130-146
ВЛИЯНИЕ ПРИДОННЫХ ГРАВИТАЦИОННЫХ ТЕЧЕНИЙ В ПРОЛИВАХ НА ВОДНЫЕ МАССЫ СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ
Мошонкин С.Н1, Филюшкин Б.Н.2

1 – Институт вычислительной математики РАН (выпуск 1975г)

2 –Институт океанологии им. П.П. Ширшова (выпуск 1960г)
Аннотация

Средние климатические переносы водных масс придонными гравитационными течениями (ПГТ) через Датский, Фарерско–Шетландский и Гибралтарский проливы в сумме равны 16 Свердрупам. Дан анализ общих черт и особенностей динамики и гидрологии ПГТ (явление водоската или катаракта), их взаимодействия с окружающими течениями. Для оценок применена модель океана в изобатических координатах, повышающих качество воспроизведения придонных течений.

Введение

Зачастую специфические водные массы формируются в зонах контакта бассейнов с различными гидрологическими режимами. Особую роль при этом играет рельеф дна, затрудняющий водообмен между бассейнами. Такого рода условия возникают на границе открытого океана с морями Гренландским, Норвежским и Средиземным. Первые два, контактируя с Северным Ледовитым океаном (СЛО), играют роль стока солености и тепла. Средиземное море представляет собой источник солености и тепла.

Здесь мы рассмотрим истечение водных масс через относительно мелководные проливы между собственно Северной Атлантикой (СА) и ее названными выше морями. Это проливы – Датский между СА и Гренландским морем, Фарерско-Шетландский между СА и Норвежским морем и Гибралтарский между СА и Средиземным морем.

Мы не ставили целью получить полную картину обменов свойствами между указанными бассейнами. Работа посвящена замечательному явлению интенсивных придонных течений, наблюдающемуся во всех этих проливах. Мы исходили из того, что один пример – случайность, два – редкий случай, а три – уже закономерность, анализируя которую можно сделать общие выводы.

Отмеченные течения представляют собой поток более тяжелых, чем окружающие, вод, которые скатываются по склону дна в слои идентичной им плотности. В англоязычной литературе это явление носит название катаракта [Worthington, 1969; Whitehead, 1989]. Алексей Дмитриевич Добровольский, предпочитавший отечественную терминологию, использовал термин “водоскат”. Действительно, феноменологически определение “водоскат” очень правильно описывает происходящее явление. С физической точки зрения водоскат представляет собой термохалинное придонное гравитационное течение (ПГТ) [Гриценко, 2001].

Воды, переносимые водоскатами во всех трех проливах, участвуют в формировании либо промежуточных, либо глубинных водных масс Атлантики. Чтобы оценить количественно вклад этих явлений в формирование водных масс, оценим скорости расходов (транспорта вод) соответствующих ПГТ. Скорость объемного расхода течения через тот или иной разрез обычно исчисляется в Свердрупах (1 Св =10 м/с). Скорость переноса массы течением в мегатоннах в секунду (МТ/с) численно отличается от объемного переноса в Св на первые проценты. Так, при плотности воды в 1026 кг/м, 1.0 Мт/с = 0.975 Св. Далее будем пользоваться более традиционными единицами Св, говоря о скорости расхода или переноса объема или массы без различия.



Реконструкция течений и гидрологии проливов

Для расчета течений использована хорошо тестированная модель трехмерной общей циркуляции океана, разработанная в ИВМ РАН [Залесный, 1984; Дианский и др., 2002; Moshonkin et al., 2006]. Имелась возможность сравнить результаты численных экспериментов как с параметрами отдельных течений [Moshonkin et al., 2006], так и провести количественные сопоставление скоростей переноса массы основными потоками в Северной Атлантике, оценки которых с использованием фактических данных за 43 года наблюдений приведены, например в [Curry, McCartney, 2001]. Особо отметим, в связи с темой данной работы, хорошее качество воспроизведения течений и обменов моделью в таких различных проливах, как Флоридский и Фрама. Данные о течениях и переносе массы, для сравнения с модельными результатами, взяты для Флоридского пролива из [Fillenbaum et al., 1997]. Для пролива Фрама использованы данные наблюдений из [Fahrbach, 2003].

Разрешение модели по широте и долготе составляет одну четверть градуса (27 уровней), что позволяет разрешать синоптические вихри в океане [Treguier et al., 2005]. Применение вспомогательной функции уровня океана, вместо функции тока, дает адекватное воспроизведение характеристик в узких проливах, таких как рассматриваемые в данной работе. Использование изобатической вертикальной координаты позволяет наиболее адекватно воспроизводить циркуляцию у дна океана и, особо, в районах резких перепадов глубин. Это последнее обстоятельство особенно важно для реконструкции такого явления, как придонные гравитационные течения.

Основой проведенного анализа являются результаты численного эксперимента по воспроизведению климатического сезонного хода полей океанских характеристик в Северной Атлантике (от 20ю.ш., со Средиземным морем) и Северном Ледовитом океане. Расчеты проведены на 15 лет для выхода на стационар в бароклинном слое океана [Willebrand et al., 2001]. Отметим то счастливое обстоятельство, что все рассматриваемые проливы в своих наиболее узких частях имели глубины менее 1 км.

Шаг интегрирования по времени равнялся одному часу. Моделированию сезонного хода климатической циркуляции СА и СЛО проведено с учетом процессов таяния, нарастания и перемещения морского льда. Потоки тепла, влаги и ветрового напряжения на поверхности океана взяты из последней редакции банка данных проекта OMIP (Ocean Model Intercomparison Project) [Griffies et al., 2004], полученной на основе реанализа NCEP. Эти характеристики атмосферного воздействия на океан представляли собой среднемесячные климатические величины, которые интерполировались на шаг модели.

Таким образом, приводимые ниже скорости и расходы течений следует считать, из-за климатического осреднения, более близкими к оценкам минимальным. Зачастую далее скорости переноса массы течениями и некоторые термохалинные характеристики представлены в виде СВСКО, где СВ – средняя за год величина, а СКО - среднеквадратичное отклонение за год, близкое к амплитуде сезонного цикла. Все приводимые далее разрезы представляют собой “взгляд из Атлантики” в сторону морей.


Датский пролив

Наименьшие глубины, не превышающие 500–550м, располагаются в Датском проливе на 66°с.ш., где ширина пролива составляет около 650 км. На рис. 1 показан зональный разрез течений и потенциальной плотности в Датском проливе. Его восточную и центральную часть занимает теплое Западно-Исландское течение со скоростями около 2-5см/с, которое является звеном антициклонического вращения вод вокруг Исландии. В ядре этого течения на 200 м у берега Исландии скорости в зимний и весенний период достигают 15см/с (рис. 1).

У западного берега пролива располагается струйное относительно узкое Восточно-Гренландское течение, представляющее собой основное звено, связующее циркуляционные системы СЛО и СА, посредством которого холодная, опресненная стоком рек вода СЛО, выносится в Атлантику, увлекая за собой 90 и более процентов выносимых из СЛО льдов [Woodgate et al., 1999]. Оно охватывает верхний слой океана толщиной 150 м. Его средняя скорость, около 15 см/с, в периоды максимума в октябре и январе растет вдвое, достигая 25-30 см/с (рис. 1). На севере в Гренландском море балансовые оценки средней за год скорости переноса масс в Восточно-Гренландском течении достигают 35 Св [Aagaard, Coachman, 1968]. Но значительная часть его вод поступает в циклонический круговорот Гренландского бассейна [Blindheim et al., 2000], в результате чего его расход в проливе значительно снижается.

Рис. 1. Средние за год скорость (темный фон–течение в Атлантику) и плотность в Датском проливе. Годовой ход скорости и температуры в стрежнях Западно-Исландского (200 м, тонкая линия), Восточно-Гренландского (0-50 м, штриховая линия) и придонного (750 м, толстая линия) течений. Здесь и далее результаты 15-го года модельного эксперимента.

Течения центральной части пролива отличаются высокой степенью баротропизации. На этом фоне особенно четко выделяется бароклинная динамическая структура придонного гравитационного течения, приуроченного к подводному цоколю гренландского материкового склона. Вниз по течению в сторону Атлантики глубины резко нарастают, вследствие чего ПГТ имеет вид типичного водоската.

Придонное течение - самое интенсивное течение пролива. Оно, следуя по рельефу, занимает в проливе слой глубже 150-200м. Скорости в ПГТ инверсионно нарастают от его внешней кромки ко дну. Средние скорости в его ядре у дна устойчивы по времени и близки 30см/с (рис. 1).

Скорости и расходы встречных течений западной и восточной половин пролива меняются в противофазе с временным лагом около месяца (рис. 1). В глубинных слоях пролива при натекании течения из Атлантики на Датский порог, происходит его усиление. В результате этого идет смешение с водами встречного водоската, устойчивая граница которого при таком воздействии частично размывается. Это выражается в том, что на глубинах более 800 м вниз по склону изопикны границы ПГТ меняют положение с вертикального на почти горизонтальное.

Приведенные на рис. 1 графики годового хода потенциальной температуры в ядрах трех течений пролива и разрез потенциальной плотности хорошо демонстрируют, что каждое течение переносит свою, существенно отличающуюся от других по гидрологическим характеристикам водную массу. В Восточно-Гренландском течении (01С, менее 33, 1026.8кг/м) доминирует холодная опресненная водная масса СЛО, с примесью атлантических вод разной степени разбавления водами СЛО, поступающими как из Западно-Шпицбергенского течения, так и непосредственно из СЛО [Blindheim et al., 2000]. В придонном течении доминируют воды Гренландского моря (4°C, 35, 1027.7кг/м), образовавшиеся в основном из вод СА (так называемые Атлантические Промежуточные Воды). Эти воды обладают большой плотностью и придонным положением из-за высокой солености. В Западно-Исландском течении (78С, 35.25, 1027.3кг/м на 200-300м) переносятся теплые воды СА.

Через Датский пролив идет основной поток вод из СЛО в СА. Рассматривая течения динамического триполя пролива в океанографических координатах (изотахи плюс изопикны), рассчитаем перенос массы вод, как отдельными течениями, так и через пролив в целом. Восточно-Гренландское течение транспортирует в Атлантику 2.91.2 Св. Придонное течение (назовем его - Придонным Гренландским) переносит воды в Атлантику со скоростью 7.41.2 Св. Расход Западно-Исландского течения, переносящего атлантические воды в Гренландское море, составляет 3.71.0 Св. В сумме через Датский пролив в СА выносится в СА 6.22.4 Св.

В обзоре [Dickson, Brown, 1994] для Датского пролива приводится средняя величина около 3.0 Св потока массы в Атлантику. Ранее были получены оценки в диапазоне 2.3 - 4.0 Св [Swift et al., 1980]. В работе [Aukrust, Oberhuber, 1995] для Датского пролива получены модельные оценки 4.0 - 6.0 Св с максимумом в зимнее время. В работе [Treguier et al., 2005] получены оценки от 3.2 (модель MICOM, разрешение (1/12)°) до 4.2 Св (модель POP, разрешение (1/10)°).

Таким образом, наши оценки величины потока массы по амплитуде изменчивости близки имеющимся натурным и модельным оценкам; а средняя величина лежит на верхней границе этих оценок.

Во всех приведенных выше модельных работах даны также оценки потока масс как в Восточно-Гренландском течении, так и в ПГТ (intermediate water masses). В [Aukrust, Oberhuber, 1995] для Восточно-Гренландского течения приводится величина 3.51.5 Св, а для придонного течения - около 1.0 Св. В [Treguier et al., 2005] соотношение потоков обратное. Для ПГТ, ниже изопикнической поверхности 27.5, скорость транспорта масс оценивается в 3.1-4.3 Св, а для Восточно-Гренландского течения оценка, согласно [Treguier et al., 2005], находится в диапазоне всего лишь от 0.1 до 0.4 Св.

Попытки оценить величину потока в придонном течении по данным наблюдений в работах [Worthington, 1969] и [Whitehead, 1989] дали величину около 5.0 Св. Таким образом, модельные оценки придонного переноса массы оказываются близки имеющимся натурным оценкам. Перенос тяжелых вод Гренландского моря водоскатом в придонных слоях в Атлантику оказывается больше выноса вод СЛО в верхних слоях Восточно-Гренландского течения. Можно констатировать, что модель в изобатических координатах в полной мере проявила свое положительное качество, связанное с адекватным воспроизведением придонных течений.

Фарерско-Шетландский пролив

На рис. 2 показан меридиональный разрез скорости течения и потенциальной плотности воды в Фарерско-Шетландском проливе (Faroe-Shetland Channel). Здесь существует динамическая пара встречных интенсивных течений.

Поток вод из СА занимает весь верхний слой толщиной 200 – 300 м. На этом фоне существует, охватывающее всю толщу вод до дна, струйное течение, которое представляет собой исток Норвежского течения. Скорость Норвежского течения в проливе зимой превышает в верхних 50 м 30 см/с, в верхних 300 м – 20 см/с. Изотаха 10 см/с достигает дна (700 – 900 м). Летом скорости этого потока заметно меньше – в верхних 200 м они не превышают 15 см/с, а изотаха 10 см/с проникает лишь до 500 м.

На глубинах свыше 250 м по южному склону возвышенности Фарерских островов из Норвежского моря в Атлантику навстречу Норвежскому течению направлено придонное гравитационное течение (назовем его Придонным Фарерским). Оно переносит водную массы высокой плотности, образовавшуюся от смешения вод Северного Ледовитого океана и Северной Атлантики разной степени модификации в Норвежском море у Атлантического порога. Потенциальная плотность на внешней границе этого потока составляет около 1027.6 кг/м, возрастая в его придонном ядре до 1028.0 кг/м (рис. 2).

Придонное Фарерское течение представляет собой типичный водоскат. Оно движется вниз по уклону рельефа дна вдоль Фарерско-Шетландского пролива в сторону Западно–Европейской котловины на горизонты соответствующих изопикнических поверхностей, которые располагаются глубже 1200 м.


Рис. 2. Разрез по 7з.д. скорости течения (темный фон –течение в Атлантику, 4 см/с) и потенциальной плотности воды (темный фон -1027.6 кг/м) для января и августа в Фарерско-Шетландском проливе.

Характерной чертой придонного гравитационного течения является инверсия скорости, когда скорость нарастает от внешней границы потока ко дну, что, как и слабое перемешивание на границе раздела, порождается сложной структурой турбулентности в потоке [Гриценко, 2001].

Это свойство придонной турбулентности обеспечивает также распространение потока на большое расстояние и устойчивость его во времени. Так в течение года величина скорости Придонного Фарерского течения устойчива и характеризуется в ядре потока у дна величиной 275 см/с (рис. 2). Заметим, что соответствующая характеристика на поверхности океана для Норвежского течения равна 11.310.7 см/с.

Пространственному положению придонного течения также свойственна устойчивость, в отличие от положения Норвежского течения, которое, даже в довольно узком проливе, смещается за год до 100 км вдоль меридиана.

Одно из проявлений взаимодействия Норвежского и придонного течений в проливе состоит в том, что с периодичностью около трех месяцев Норвежское течение переходит через ось Придонного Фарерского течения из центра пролива на поднятие Фарерских островов. Это сопровождается сменой дивергенции потоков на конвергенцию. Скорость Норвежского течения возрастает, а верхняя граница придонного течения приподнимается к поверхности. Подобных проявлений нет в СА перед проливом. Поэтому можно предположить, что мы имеем дело с устойчивыми собственными колебаниями динамического диполя течений пролива. Наличию таких колебаний должна способствовать и относительно большая продольная протяженность узкого пролива.



Течения (горизонт)

Норвежское (100 м)

Фарерское (700 м)

Средняя за год T(С)

11.9

4.9

Амплитуда T( С)

0.4

4.8

Средняя за год S(ppt)

35.54

35.21

Амплитуда S(ppt)

0.20

0.35


Табл. 1. TS-характеристики водных масс, переносимых Норвежским и Придонным Фарерским течениями в Фарерско-Шетландском проливе.

Для водной массы верхнего слоя СА, переносимой Норвежским течением характерна относительно высокая температура (табл. 1). Температура в придонном течении может в годовом ходе опускаться ниже нуля. Отметим, что внутригодовая амплитуда температуры в придонном течении более чем на порядок превышает амплитуду в теплом Норвежском течении. Это связано с формированием придонной водной массы вблизи арктического мегафронта в Норвежском море, где неизбежны вариации порций вод резко различающейся температуры. Этот процесс изменения пропорций смешивающихся вод отражается и во внутригодовой амплитуде солености (табл. 1).

Интенсивность транспорта объема водных масс в Придонном Фарерском течении составляет 7.32.0 Св. Эта величина для Норвежского течения равна 8.62.7 Св. Здесь оба потока интегрируются в области, где их скорости превышают 4 см/с. Заметим, что суммарная скорость переноса массы через пролив характеризуется величиной 1.52.3 Св, то есть равна разнице двух приведенных выше величин расходов.



Гибралтар

Так называемая Тарифская узкость Гибралтара имеет ширину всего 14 км, что меньше модельного разрешения. По этой причине пролив открыт в модели дополнительно (источник “без ширины”). Этот прием оказался принципиальным для правильного воспроизведения распределения характеристик в СА. В частности был получен реалистичный максимум солености в слое 800-1200 м.

Средиземное море представляет собой источник солености для Атлантики (бассейн концентрации). Воды Средиземного моря, из-за своей высокой плотности, проникают в промежуточные слои Атлантики. В результате фундаментальным свойством гидрологии СА является максимум солености на глубинах 800-1200 м. В слое этого максимума воды Средиземного моря распространяются в образованиях типа линз, которые из-за своего антициклонического вращения устойчивы и могут распространяться за Срединно-Атлантический хребет [Филюшкин и др., 2003]. Линзы – это результат срыва ПГТ в Атлантике близ Гибралтара на материковом склоне, что является отражением своеобразия стратификации и широтного положения, и отличает Гибралтарский водоскат от рассмотренных выше.

Отметим, что в районе Гибралтара очень мощные приливные течения, обусловленные в основном приливной волной . Из-за особенностей рельефа, приливы могут генерировать остаточные течения. Наша модель с функцией уровня океана способна адекватно воспроизвести этот эффект. Но здесь он учтен лишь интегрально, так как речь идет о средней климатической картине.

На рис. 3 приведены меридиональные разрезы зонального компонента скорости течения и потенциальной плотности воды в Атлантике на выходе из Гибралтара. Течение из Атлантики, со скоростями менее 10 см/с, переносит воды солености 35.8(средняя изопикна около 26.6). Вода из Средиземного моря выходит узким струйным придонным гравитационным течением со скоростью более 20 см/с у дна (изопикна 27.6, изохалины 36.4-36.5) вдоль изобат шельфа Пиренейского полуострова вниз по склону рельефа. Этот путь распространения вод Средиземного моря на выходе из Гибралтара по пиренейскому шельфу обусловлен действием силы Кориолиса. У африканского берега в верхнем слое наблюдается рециркуляция атлантических вод со скоростями до 10 см/с.



Рис. 3. Гибралтар. Скорость и плотность, средние за год (6з.д.) и годовой ход транспорта массы (Св) течениями, переносящими атлантические воды (вверху) и воды из Средиземного моря (внизу). Пунктир - скорость суммарного транспорта через Гибралтар.

Наблюдения подтверждают распространения вод Средиземного моря вдоль пиренейского берега. Придонное гравитационное течение имеет вертикальный масштаб около 200 м и поперечное сечение – около 50 км. Это струйное течение на выходе из пролива стабильно по времени и пространственному положению. Но далее, по мере удаления от Гибралтара в Атлантику, оно выклинивается на протяжении первых 100 км в плоский слой промежуточных вод высокой солености.

Это выклинивание обуславливается уменьшением градиентов плотности мeжду ПГТ и окружающими водами. При своем движении на запад этот поток в Кадисском заливе, проходя над каньонами континентального шельфа, испытывает дополнительное динамическое воздействие. В итоге возникают условия для отрыва части его вод. Эти теплые и соленые воды скатываются на глубины 800-1200м., образуя сложную систему дипольных и квадрупольных вихрей (линз), резко выделяющихся по своим термохалинным характеристикам от окружающих вод [Филюшкин и др., 2003]. Но для изучения этого феномена требуются специальные численные эксперименты.

На рис. 3 показан климатический годовой ход скорости переноса массы придонным гравитационным течением соленых плотных средиземноморских вод (1.30.2 Св) и течением атлантических вод (0.40.1 Св). Как видим, вынос придонным гравитационным течением доминирует, и суммарно через Гибралтар в Атлантику поступает 1.00.3 Св. Отметим, что переносы средиземноморских и атлантических вод происходят в противофазе. Выражена годовая гармоника. Зимой происходит максимальный сток в Атлантику (в феврале до 1.8 Св). В августе расход ПГТ минимален и равен 0.9 Св. Такого рода эволюция обусловлена, прежде всего, конвективным и халинным факторами, когда зимой при максимальных ветрах, теплопотерях и испарении в западной части Средиземного моря растут плотность и соленость вод, интенсифицируется конвекция.

Приведенные цифры потоков массы хорошо согласуются с данными наблюдений, проведенных в 1985-86 годах, когда оценки скорости транспорта масс через Гибралтар в Атлантику колебались в пределах 0.7-0.9 Св [Bryden et al., 1994].
Выводы

Рассмотренные феномены водоскатов характеризовались рядом следующих особенностей:

1. Плотность вод придонных гравитационных течений выше плотности окружающих вод, что обусловлено особенностями водных масс в очагах их формирования. Для Датского пролива это Атлантические Промежуточные воды, а для Гибралтара -Средиземноморские. Плотность тех и других близка 1027.6 кг/м, в результате чего они дают существенный вклад в формирования промежуточных вод Атлантики. Придонное гравитационное течение Датского пролива выносит около 7 Св, а ПГТ Гибралтара – около 1 Св, но средиземноморские воды чрезвычайно хорошо маркированы высокой соленостью. Плотность вод Придонного Фарерского течения достигает 1027.9 кг/м, и они участвуют в формировании глубинных вод СА с интенсивностью около 7 Св.

2. Специфическая конфигурация проливов и рельеф дна способствуют развитию ПГТ. Необходимо наличие поверхности, на которой водоскат собственно и может развиваться. Все три рассмотренных примера имеют в этом смысле близкие параметры наклонов дна океана.

3. Тесно связанное с предыдущим обстоятельством условие сохранения массы в узкостях при наличии в проливах нескольких течений способствует интенсификации водоската. Течения в проливах взаимодействуют друг с другом. В Фарерско-Шетландском и Гибралтарском в наличии динамические диполи, а в Датском - динамический триполь потоков.

4. В Датском проливе взаимодействие течений выражается в противофазном изменении с определенным временным лагом скоростей и расходов течений западной и восточной половин пролива. В глубинных слоях имеет место еще один механизм взаимодействия. При натекании течения из Атлантики на Датский порог, происходит его усиление. В результате этого идет смешение с водами встречного водоската, устойчивая граница которого при таком воздействии частично размывается. Это выражается в том, что на глубинах более 800 м вниз по склону изопикны границы ПГТ меняют положение с почти вертикального на почти горизонтальное. В Фарерско-Шетландском проливе из-за его относительно большой протяженности взаимодействие связано с собственными колебаниями динамического диполя течений. Норвежское течение пересекает ось ПГТ, в результате чего дивергенция потоков сменяется на конвергенцию, меняется концентрация кинетической энергии. В Гибралтарском проливе скорости встречных течений изменяются в противофазе. Это происходит по принципу вытеснения более слабого потока струей более интенсивного.

5. Сила Кориолиса прижимает придонные течения к соответствующим берегам проливов. В Датском проливе - к материковому склону Гренландии. В Фарерско-Шетландском проливе - к Фарерской возвышенности. А на выходе из Гибралтара - к шельфу и, затем, материковому склону Пиренейского полуострова.

6. ПГТ свойственно инверсионное нарастание скорости от его внешней границы к придонному ядру потока. Во всех трех придонных течениях скорости в ядре потока имели величину около 25-35 см/с. Эта величина представляла собой максимум в трехмерном поле скоростей в каждом из рассмотренных районов. Скорости ПГТ относительно мало меняются во времени по сравнению со скоростями расположенных рядом течений. Высока устойчивость пространственного положения и конфигурации внешней границы водоскатов.

Отметим специфические особенности, свойственные каждому из рассмотренных феноменов ПГТ. Так в Гибралтарском придонном течении особенно отчетливо сказывается влияние свободной конвекции в районе формирования вод ПГТ на его скорости и интенсивности переноса им массы. В Придонном Фарерском течении при устойчивости скорости и плотности резко меняются термохалинные характеристики, что связано с флуктуациями на близко расположенном арктическом фронте. В Датском проливе встречное глубоководное течение довольно интенсивно размывает внешнюю границу ПГТ на склоне дна.

В заключение отметим, что водоскаты Датский, Фарерский и Гибралтарский поставляют в Северную Атлантику около 16 Свердрупов специфических водных масс, что равно примерно половине транспорта вод в двухкилометровом слое в каждой из двух основных циркуляционных систем Северной Атлантики – Субтропическом Антициклоническом и Субарктическом Циклоническом круговоротах вод [Curry, McCartney, 2001].


Работа выполнена при поддержке РФФИ - проекты № 06-05-64477а и № 07-05-00657а.

Литература

1. Гриценко В.А. Придонные гравитационные течения в океане. СОЖ. 2001. № 1. С. 64–70.

2. Дианский Н.А. и др. Сигма-модель глобальной циркуляции океана и ее чувствительность к вариациям напряжения трения

ветра. Изв. АН. Физика атмосферы и океана. 2002. том. 38, № 4. стр. 537 - 556.

3. Залесный В.Б. Моделирование крупномасштабных движений в Мировом океане. М.: ОВМ АН СССР, 1984. 158 с.

4. Филюшкин Б.Н. и др. Пространственно-временная изменчивость термохалинных характеристик средиземноморских вод на разрезе по 36с.ш. в Атлантическом океане. Океанология. 2003. том 43. № 3. с. 339 - 346

4. Aukrust P., Oberhuber J.M. Modelling of the Greenland, Iceland

and Norwegian Seas with a coupled sea ice - mixed layer - isopycnal ocean model. J.Geophys.Res. 1995. V. 100. № C3. pp. 4771 - 4789.

6. Blindheim J. et al. Upper layer cooling and freshening in the Norwegian Sea in relation to atmospheric forcing. Deep–Sea Research. 2000. Part I. V. 47. 655 - 680.

7. Bryden H.L. et al. Exchange through the Strait of Gibraltar. Prog. Oceanog. 1994. V. 33. pp. 201 - 248

8. Curry R.G., McCartney M.S. Ocean gyre circulation changes associated with the North Atlantic Oscillation// J. Phys. Oceanogr. 2001. V. 31. № 12. P. 3374 – 3400.

9. Dickson R.R., Brown J. The production of North Atlantic Deep Water: Sources, rates and pathways. J. Geophys. Res. 1994. V. 99,

pp. 12319 - 12341.

10. Fahrbach,E., 2003: Variability of Exchanges in the Northern Seas (VEINS). Direct measurements of heat and mass transports through Fram Strait. Stiftung Alfred-Wegener-Institute for Polar- und Marine Research, 1- 2.

11. Fillenbaum E.R. et al. Meridional heat transport variability at 26.5°N in the North Atlantic. J. Phys. Oceanogr. 1997. V. 27. pp. 153 - 174.

12. Griffies S.M. et al. The Large and Yeager dataset and CORE. NOAA Geophysical Fluid Dynamics Laboratory. Princeton. 2004 (Данные на сайте: http://data1.gfd1.noaa.gov/nomads/forms/ mom4/ CORE/).

13. Moshonkin S.N. et al. Numerical modeling of oceanic circulation and sea ice in the North Atlantic – Arctic Ocean – Bering Sea region. Russian journal of numerical analysis and mathematical modelling. 2006. V. 21. № 4. pp. 345 - 374.

14. Swift J.H. et al. The contribution of the Denmark Strait overflow to the North Atlantic. Deep Sea Research. 1980. Part A. V. 27. pp. 29 - 42

15. Treguier A.M. et al. The North Atlantic Subpolar Gyre in four high-resolution models. J. Phys. Oceanogr. 2005. V. 35, № 5. pp.757-774.

16. Whitehead J. Giant ocean cataracts. Scientific American. 1989. February. p. 50 - 57.

17. Willebrand J. et al. Circulation characteristics in three eddy -permitting models of the North Atlantic. Progress in Oceanography. 2001. V. 48. pp.123 - 161.

18. Woodgate R.A. et al. Structure and transport of the East Greenland Current at 75°N from moored current meters. Journal of Geophysical Research. 1999. V. 104. pp. 18059-18072.

19. Worthington I.V. An attempt to measure the volume transport of

Norwegian sea overflow water through the Denmark Strait. Deep-Sea



Research. 1969. V. 16. Supplement. p. 421 - 432.