CC BY
13
Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических
полей океана
Работа посвящается юбилею профессора Викторины Федоровны Суховей
УДК 465.551.7
А.Б. Полонский, С.Б. Крашенинникова
Оценка меридионального переноса тепла в Субтропической Атлантике
По данным стандартного разреза, выполненного в рамках программы WOCE (World Océan Circulation Experiment) в Субтропической Атлантике вдоль 24,5°с. ш., рассчитан меридиональный перенос тепла. Он оказался близким к 1,1 ПВт, что соответствует большинству опубликованных оценок, полученных с использованием прямых океанографических измерений. Меридиональный перенос тепла на 24,5°с. ш. обусловлен главным образом квазистационарной меридиональной циркуляцией, структура которой достаточно устойчива. Вместе с тем выявлена интенсивная сезонная изменчивость отдельных составляющих меридионального переноса тепла. Вклад вихревых потоков тепла в интегральный перенос невелик.
Введение. Меридиональный перенос тепла (МПТ) в океане — один из главных механизмов, посредством которых океан воздействует на климатическую систему [1, 2]. Атлантический океан представляет собой в этом отношении особый интерес. Здесь существует квазистационарный перенос тепла на север, несимметричный относительно экватора [3-8]. Принципиально он объясняется в рамках схемы Стоммела общей циркуляции вод Мирового океана [9]. В соответствии с ней глобальная термохалинная циркуляционная ячейка главным образом формируется за счет конвекции холодных глубинных вод в очагах их формирования в Северной Атлантике (растекающихся затем по всей акватории Мирового океана) и компенсирующего переноса относительно теплых вод термоклина на север [10].
Для оценки МПТ в океане используют три основные методики. Первая из них основана на рассмотрении теплового баланса системы океан — атмосфера в предположении о его квазистационарности [3, 5, 7, 8], вторая — на оценке дивергентного члена в уравнении баланса тепла для океанического термоклина [4, 6], третья — на расчете МПТ по данным непосредственных гидрологических наблюдений на зональных разрезах [11]. Наконец, выполнено несколько обобщенных оценок МПТ в Атлантическом океане, основанных на анализе всех доступных данных наблюдений [12, 13]. Большинство результатов по оценке МПТ, полученных с середины 70-х до конца 90-х годов, указы-
© А.Б. Полонский, С.Б. Крашенинникова, 2006
вали на кроссэкваториальный перенос тепла в Атлантике, величина которого составляет около 1 ПВт (1015 Вт). Максимальные величины МПТ (около 1,5 ПВт) были получены в Субтропической Атлантике. Оценки, выполненные в последние 5 лет, дают величины МПТ значительно меньшие, хотя между ними и существуют достаточно большие расхождения [8, 13].
Высокоточные наблюдения, проведенные в рамках программы WOCE (эксперимент по изучению циркуляции вод Мирового океана) начиная с 1990 г., позволяют оценить МПТ в Северной Атлантике по данным прямых измерений с меньшей погрешностью, чем это делалось раньше [13, 14]. В настоящей работе будут представлены результаты такой оценки по данным стандартного разреза WOCE А05 в Субтропической Атлантике.
Методика расчета меридионального переноса тепла. Рассмотрим квазистационарный среднегодовой МПТ в океане (я) через круг широты в следующем виде:
h L
ff = Срр j JvT dxdz . (1)
о о
Здесь черта сверху означает осреднение по времени, У и Т — меридиональная компонента вектора течений и температура соответственно, Ср — удельная теплоемкость морской воды при постоянном давлении, р — плотность морской воды, Ли Ь — глубина и ширина океана соответственно. Поскольку поля У и Т подвержены сезонным и синоптическим флюктуациям, представим их (следуя работе [12]) в виде
У = У + У'+У", (2)
Г= т + т'+т",
где У'иТ— сезонные вариации, V" и Т"— синоптические вариации. Подставляя (2) в (1), получим
и I г _____ _\
(ЬсЬ. (3)
H = Cppf Л VT + у'т'+ у'т" + у'т" + Г У
1 2 3
о о v
Таким образом квазистационарный среднегодовой перенос тепла связан со среднегодовой меридиональной циркуляцией (слагаемое 1 в уравнении (3)), наличием корреляций скорости и температуры на сезонном (слагаемое 2) и синоптическом (слагаемое 3) масштабах, а также различными корреляциями между сезонными и синоптическими флюктуациями (слагаемые 4).
Следовательно, для полного описания квазистационарных МПТ в океане необходимо установить основные закономерности квазистационарного распределения термогидродинамических характеристик океана, а также описать их сезонную и синоптическую изменчивость. Другими словами, задача описания основных механизмов МПТ в океане сводится к океанографическому описанию термогидродинамических полей, включая их сезонную и синоптическую изменчивость. Эти поля характеризуются выраженными физико-геог-
рафическими особенностями. Механизмы, ответственные за основную часть МПТ в одних районах океана, могут не вносить практически никакого вклада в МПТ в других районах и наоборот. Если, например, сезонные изменения МПТ относительно невелики (как это имеет место в Субтропической Атлантике — см. ниже), то квазистационарный перенос тепла может быть оценен по данным одного-двух зональных вихреразрешающих разрезов.
Ясно, что величина МПТ даже в стационарном случае существенным образом зависит от вертикальной структуры меридиональной циркуляции. Максимальная величина МПТ отвечает простейшему случаю, когда перенос теплых поверхностных вод в одном направлении полностью компенсируется противоположно направленным переносом глубинных и придонных вод. Тогда для оценки МПТ достаточно умножить расход любой из этих противоположно направленных циркуляционных ветвей на разницу температуры верхнего слоя рассматриваемого региона океана и средней температуры глубинного и придонного слоев. Однако если вертикальная структура меридиональной скорости носит более сложный характер, величина МПТ может быть существенно меньше. Как показано в работе [15], значительную роль в МПТ в Субтропической Атлантике может играть меридиональная циркуляция на уровне промежуточных вод, которая в ряде работ недооценивалась.
Рассмотрим вначале методику оценки слагаемого 1 в уравнении (3), т. е. оценки переносов, отвечающих стационарной меридиональной циркуляции:
ь
Н = Срр^УТс1хе1г. (4)
о о
Считая, что глубинная температура в Атлантике постоянна, введем Т*= Т-Тн . Тогда
и /,
Н = Ср~р^Гс1хс11. (5)
о о
Поскольку мы не рассматриваем узкую окрестность экватора, можно разделить меридиональную скорость на сумму дрейфовой Кдр, бароклинной Кбк и баротропной Убт скоростей и записать:
К = Кдр + Гбк+Кбт, (6)
где КдР существенна в верхнем экмановском слое, Кбк — в пределах главного термоклина, Кбт — в глубинных слоях океана. Теперь (5) можно переписать в следующем виде:
_ -и 1 /_ _ _ \
Н = Срр\ДКдрГ + КбкГ + У6тГ• )(Ыг . (7)
о о
Считая, что толщина экмановского слоя порядка толщины верхнего квазиизотермического слоя (ВКС), температура которого постоянна по глубине, можем переписать первое слагаемое в правой части (7) в следующем виде:
И I I
ЦКдр (8)
0 0 о *
где То* — отклонение температуры поверхности океана от абиссальной температуры, т0х / / = £др — полный меридиональный экмановский поток, т —
напряжение трения ветра на поверхности океана, / — параметр Кориолиса.
Поскольку баротропные скорости не зависят от глубины, третье слагаемое в правой части (7) можно также переписать:
и I I, _
|¡РьГОхЖ = \sirdx , (9)
0 0 о
где
^бт ~ ЬУбт,
__п
Г = 7/й]Г&
Второе слагаемое в правой части (7) можно записать для оценки в следующем виде:
И I I _
Ц?бк (Ю)
о о
где
п
Таким образом, МПТ в стационарном случае можно оценить по следующему соотношению:
я=с,р (11)
Оценка бароклинного переноса может быть легко уточнена путем использования фактической температуры в бароклинном слое вместо средней (см. второе слагаемое в подынтегральном выражении (11)). Именно так мы и будем рассчитывать бароклинные переносы.
Расчет баротропного переноса сопряжен с максимальными погрешностями. Это связано с тем, что баротропные скорости малы и погрешность их расчета с использованием диагностических методов может достигать 100% [12]. В то же время баротропный перенос тепла в Субтропической Атлантике может вносить существенный вклад в суммарный МПТ [11]. Здесь мы будем определять это слагаемое исходя из следующих соображений. Поскольку в стационарном случае полный меридиональный перенос массы равен нулю, достаточно оценить первые два члена в правой части (11) по данным о ветре
и геострофическим расчетам. Последнее слагаемое можно рассчитать, считая, что баротропный перенос равен сумме дрейфового и бароклинного, взятой с противоположным знаком. Поскольку геострофические течения рассчитываются с систематической погрешностью, определяемой скоростью на нулевой поверхности, интегральный баротропный перенос, оцененный таким образом, также характеризуется погрешностью, равной интегралу от этой скорости по всему бараклинному слою. Поэтому мы будем рассчитывать геострофическую скорость относительно горизонта 2000 м, а интегральный бароклинный перенос — в различных слоях с учетом структуры течений на разрезе. Это дает принципиальную возможность уменьшить обсуждаемую погрешность. Причины, по которым за нулевую поверхность принимался горизонт 2000 м, приведены в работе [16]. В прибрежных частях разреза (с глубинами превышающими 500 м, но меньшими 2000 м) за нулевую поверхность принималось дно.
В нестационарном случае необходимо знать не только сезонную изменчивость меридиональной циркуляции, но и оценку синоптических флюктуа-ций температуры и меридиональной компоненты скорости течений для различных сезонов и для всей толщи вод, по крайней мере до нижней границы основного термоклина. В Субтропической Атлантике разрешение по времени должно быть не меньше 1 недели, а по пространству — не меньше 50 км. Подобное пространственно-временное разрешение не может быть достигнуто при современном уровне финансирования океанографических программ, даже с использованием новейших технологий. Достаточно сказать, что базовый элемент глобальной наблюдательной программы GOOS (Global Ocean Observation System — глобальная система наблюдений в океане) — система ARGO (автономные буи GOOS), дающая возможность отслеживать изменения вертикальной термической структуры верхнего слоя океана толщиной 2 км с временным разрешением около 1 недели, обладает пространственным разрешением в лучшем случае 300x300 км. Этого совершенно недостаточно для количественного описания вихревой структуры поля температуры синоптического масштаба. Вместе с тем МПТ, отвечающий синоптическим возмущениям, может быть оценен по данным отдельных разрезов при соответствующем пространственном разрешении.
В работе [12] на основании анализа всех доступных данных наблюдений и литературных источников приведены следующие обобщенные характеристики синоптических флюктуаций гидротермодинамических полей Субтропической Атлантики:
— типичная амплитуда синоптических вариаций температуры в поверхностном и подповерхностном слоях около 1 — 2 °С, что близко к амплитуде сезонных вариаций;
— максимальные вариации температуры (до 3 — 4 °С) наблюдаются в зоне рециркуляции Гольфстрима;
— максимальные синоптические вариации скорости течений (десятки сантиметров в секунду) наблюдаются в районах максимальных дисперсий термохалинных полей в западной части региона;
— синоптические вариации гидрофизических характеристик характеризуются выраженной сезонной изменчивостью — в Субтропической Атлантике они максимальны в осенне-зимний период;
— синоптические вариации ответственны за основную долю высокочастотных флюктуаций гидрофизических полей (с характерными периодами до 1 - 3 мес), имеют преимущественно одно-, двухмодовую структуру по вертикали и характеризуются длинами волн в сотни километров. Они генерируются синоптическими возмущениями метеорологических полей и баротропно-бароклинной неустойчивостью крупномасштабных течений. На характеристики вихреволновых возмущений синоптического масштаба оказывают влияние топографические эффекты. В результате в бароклинном слое океана присутствует целый спектр синоптических возмущений;
— в Субтропической Атлантике синоптические вихри могут оказывать существенное влияние на величину среднегодового квазистационарного МПТ.
Для того чтобы количественно описать синоптические возмущения и оценить соответствующий им МПТ по данным гидрологических разрезов, можно применить следующую методику [17].
Для каждой станции и горизонта под ВКС рассчитывается величина отклонения КГеостр Т от климатического значения для данного квадрата и месяца. Это значение получается по архивным данным с пространственным осреднением, определяемым характерными размерами синоптических возмущений для данного региона. Считается, что рассчитанные отклонения обусловлены главным образом квазигеострофическими процессами синоптического масштаба, т. е. оценивается (КгеосТр 7)". Затем производится осреднение полученных отклонений по всей толще термоклина до нулевой поверхности и по всей длине разреза (точнее, по целому числу квазипериодических возмущений синоптического масштаба, выделяемых на каждом разрезе). Для фильтрации более высокочастотных возмущений полезно предварительно проинтерполи-ровать наблюдавшиеся величины температуры и плотности в узлы регулярной сетки, разрешение которой зависит от расстояния между станциями и региональных характеристик синоптических процессов. Так, например, в Субтропической Атлантике при характерной длине планетарной волны в сотни километров и расстояниях между станциями на зональном разрезе в 20 миль можно использовать регулярную сетку с разрешением 0,5 - 1° (по долготе) и включать в интерполяционную процедуру 3-5 соседних станций. Проведение подобной предварительной фильтрации, конечно, не является обязательным, поскольку при интегрировании величины (Кгеостр 7)" вдоль разреза и по глубине автоматически производится фильтрация более высокочастотных шумов. Тем не менее она полезна, если количество выполненных станций относительно мало для эффективного их подавления, так как амплитуда высокочастотных шумов может быть достаточно велика (по сравнению с амплитудой синоптических возмущений).
В работе [12] было предложено упрощение методики из [17],^позволяющее избежать привлечения архивных климатических данных. Оно сводилось к вычислению синоптических флюктуаций скорости и температуры по данным, полученным непосредственно на разрезе. При этом за средние величи-
ны принимались осредненные по длине волны синоптического возмущения (либо по нескольким длинам волн) характеристики. Этой модифицированной методикой мы и воспользуемся в настоящей работе. Причем мы будем оценивать не только интегральный МПТ синоптическими вихрями, но и соответствующий МПТ отдельно для западной, центральной и восточной частей разреза.
Характеристика использованных данных. Для расчета меридиональных переносов массы и тепла в Субтропической Атлантике использовались данные, полученные в период проведения эксперимента по программе }¥ОСЕ в окрестности стандартного квазизонального разреза А05 вдоль 24,5° с. ш. между 13 и 80° з. д. Первый раз он был выполнен в период с 20.07 по 16.08.1992 г. и состоял из 113 станций со средним расстоянием между станциями около 40 миль. Зондирования выполнялись СГО-комплексами от поверхности до дна океана. Разрез был повторен 24.01 - 23.02.1998 г. Причем количество станций на этот раз было увеличено до 131 [18]. Как повторяющийся разрез он получил номер ЛЛ01Л, которым мы и будем в дальнейшем пользоваться.
Гидрологические данные интерполировались линейно на равномерную по вертикали сетку с шагом Юм. Поскольку дискретность первичных данных составляла от 1 до 3 м, применение более сложной интерполяционной процедуры мы сочли нецелесообразным. При расчете МПТ на разрезе использовались отклонения температуры от глубинной, которая на горизонте 2000 м была близка к 4 °С.
Дрейфовые переносы оценивались по экмановским соотношениям с использованием данных о ветре, полученных с помощью скаттерометров со спутника ЕЛЯ, -2 (европейские спутники глобальной наблюдательной системы) в период выполнения гидрологических наблюдений на разрезе. По этим данным рассчитывались касательные напряжения, приведенные в стандартном информационном пакете ИЮСЕ с недельным разрешением [18]. Именно по ним и оценивались полные потоки в экмановском слое для каждой станции, которые затем интегрировались вдоль разреза методом трапеций.
Результаты, их анализ и обсуждение. Суммарный меридиональный перенос тепла через анализируемый разрез составляет в среднем около 1 ПВт. Он обусловлен главным образом квазистационарной меридиональной циркуляцией верхнего бароклинного слоя, структура которой достаточно устойчива. Флоридское течение со скоростями, превышающими 1м/с, концентрируется в верхнем приблизительно 500-метровом слое. Восточнее Флоридского течения (до 62 - 65° з. д.) наблюдаются в основном течения переменных направлений, обусловленные главным образом интенсивными вихрями синоптического масштаба. Южные течения преобладают в восточной части разреза (в области Канарского течения) и в центральной его части. Крупномасштабный перенос северного направления отмечается также в районе 20° з. д. (рис. 1-3).
100%.д. 90° 80° 70° 60° 50° 40° 30° 20° 10° 0°
б
Р и с. 1. Положение разрезов А05 (а) и AR0XA (б) (стрелками схематично показаны барок-линные меридиональные переносы массы, полученные скользящим осреднением по пяти соседним станциям; цифрами обозначены номера станций на разрезах)
68 44
Но\тср станции
а
Р и с. 2. Распределение меридиональной компоненты скорости на поверхности для разрезов АО5 (а)иАЯ01А (б)
Вертикальная структура крупномасштабных течений в бароклинном слое характеризуется сменой знака между верхним 1500-метровым и нижележащим слоем (по крайней мере, летом - см. табл. 1). Таким образом, подтверждается вывод работы [15], заключающийся в том, что перенос массы в верхнем бароклинном слое в некоторой степени компенсируется в Субтропической Атлантике противоположно направленным переносом в промежуточных слоях. Однако, как следует из результатов, приведенных в табл. 1, соответствующий МПТ меняется при этом не очень значительно по сравнению со случаем, когда перенос на уровне промежуточных вод не учитывается. Это связано с небольшой разницей температур промежуточных и глубинных вод. Вместе с тем именно эта особенность меридиональной циркуляции приводит к тому, что суммарный перенос тепла оказывается ниже, чем максимально возможный МПТ на анализируемой широте (см. Введение).
70^з.д. 65°60° , 55°50® 45*40°35® 30° 25®
а
70Ьз.д. 60®
\ , А
45®
~зб®~
V
w
15®"
Р и с. 3. Изотахи меридиональной компоненты геострофической скорости (см/с) на разрезах Л05 {а) и AR0\A (6) (заштрихованы области, где течения направлены на юг)
Р и с. 4. Меридиональный квазистационарный перенос тепла в Северной и Субтропической Атлантике по данным различных авторов и по нашим расчетам (сплошная и штрихпунк-тирная линии - оценки МПТ по балансовым расчетам, проведенным в [19] по данным реа-нализов NCEP и ЕСМ\УЕ\ значками показаны оценки МПТ по данным прямых океанографических наблюдений на разрезах: о — по [20], 6 — по [16], А — по [14], □ — по [11], ■ — по нашим расчетам; пунктирными линиями и вертикальными отрезками показаны среднеквадратичные погрешности оценок МПТ)
Таблица
Интегральные меридиональные переносы массы () и тепла Н в Субтропической Атлантике на разрезах А05 и АВй\А
Слой, м £?бк Св ПВт &ф Св Ядр, ПВт , Св ПВт Я, ПВт
А05 АЯ01А А 05 АЯ01А АО 5 АЯ01А А 05 АЯ01А А 05 АЯ01А А 05 АЯ0ХА А 05 АЯ01А
0...100 3,32 9,10 0,19 0,36 4,60 5,30 0,42 0,44 -0,67 -0,86 -0,01 -0,01 0,60 0,79
100...500 11,43 11,00 0,66 0,27 0,00 0,00 0,00 0,00 -2,67 -3,44 -0,03 -0,04 0,63 0,23
500... 1000 11,00 9,70 0,33 0,23 0,00 0,00 0,00 0,00 -3,34 -4,30 -0,04 -0,05 0,29 0,18
1000... 1500 1,51 4,50 0,07 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 -3,34 -4,30 -0,04 -0,05 0,03 -0,01
1500...2000 -0,46 0,84 -0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 -3,34 -4,30 -0,04 -0,05 -0,06 -0,05
0...2000 26,80 35,14 1,23 0,90 4,60 5,30 0,42 0,44 -13,36 -17,21 -0,17 -0,21 1,48 1,13
Таблица 2
Перенос тепла (НПВт) синоптическими возмущениями в различных частях Субтропической Атлантики на разрезах ^405 \iARQ\A
Слой, м Западная Центральная Восточная Сумма
А 05 АША А 05 АЯ01А А 05 АЯОХА А 05 АЯОХА
0.. ..100 0,034 0,001 -0,013 0,014 0,005 0,001 0,026 0,016
100., ..500 0,045 0,009 -0,004 0,002 -0,009 -0,012 0,032 -0,001
500.. ..1000 -0,007 0,023 -0,018 -0,028 -0,012 -0,004 -0,037 -0,009
1000.. .1500 0,001 0,002 -0,004 -0,004 -0,005 -0,002 -0,009 -0,004
1500.. ,.2000 0,001 0,000 -0,001 -0,001 0,000 0,000 -0,001 -0,001
0.. .2000 0,074 0,034 -0,040 -0,017 -0,023 -0,016 0,011 0,001
Сравнение рис. 1, 2 и 3 ясно указывает на наличие высокоамплитудных синоптических возмущений во всем бароклинном слое. Характеристики этих возмущений близки к описанным выше. Однако вклад вихревых переносов в интегральный МПТ невелик (не более 1%), что подтверждает результаты работы [11]. Отметим вместе с тем, что если рассматривать отдельные части разреза, по которым оценивались вихревые переносы тепла, то эти переносы оказываются на порядок больше. При этом в западной части разреза зимой вихри переносят около 0,07 ПВт в северном направлении, а в центральной и восточной - почти столько же на юг (табл. 2).
Вклад сезонной изменчивости в квазистационарный МПТ, характеризуемый слагаемым 2 в уравнении (3), в настоящей работе не оценивался. Однако подробный его анализ, проведенный в работах [11, 12], показал, что им можно пренебречь. Об этом же косвенно свидетельствует и сходный характер вертикальной структуры геострофических течений на разрезе, повторенном дважды в разные сезоны (ср. рис. 3, а и 3, б). Это, однако, не означает, что сезонная изменчивость сама по себе невелика. Напротив, дрейфовые переносы, например, уменьшаются от зимы к лету почти на 15%, а бароклинные увеличиваются на 25% (табл. 1). Тем не менее вклад соответствующих корреляций в полях течений и температуры в квазистационарный МПТ мал. Поскольку аналогичный вывод справедлив и для синоптических флюктуаций, естественно ожидать, что и слагаемые 4 в уравнении (3) невелики, несмотря на выраженный сезонный характер интенсивности синоптических флюктуаций в Субтропической Атлантике.
Подчеркнем, что величина суммарного МПТ на разрезе, полученная в настоящей работе, близка к величинам МПТ, опубликованным ранее в [2, 11, 16]. При этом отдельные компоненты суммарного МПТ, полученные в различных работах, отличаются вплоть до знака. Так, например, в работе [11] бароклинный МПТ через 24,5° с. ш., оцененный по октябрьским данным, оказался отрицательным, а баротропный перенос — положительным. Однако суммарный МПТ был близок к полученному нами.
Таким образом, можно сделать вывод, что меридиональная циркуляция в океане перестраивается при изменении поля ветра таким образом, что суммарный МПТ в Субтропической Атлантике остается около 1 ПВт. С учетом подробного анализа опубликованных оценок МПТ в Субтропической Атлантике, проведенного в [16, 19], можно заключить, что величина квазистационарного МПТ здесь изменяется от сезона к сезону в пределах от 0,85 до 1,3 ПВт при средней величине МПТ около 1,1 ПВт и амплитуде межгодовых вариаций порядка 10% (рис. 4).
Что касается вклада МПТ в океане в суммарный МПТ в системе океан — атмосфера, то по одним данным [7] он превышает в Субтропической Атлантике 60%, а по другим [19] - составляет около 30%. Последнее обстоятельство обусловлено неточностями определения радиационного баланса атмосферы [21]. Это, в частности, приводит к значительным разбросам в оценках МПТ в океане, полученных балансовым методом (рис. 4). Реанализ ЫСЕР дает оценки МПТ в океане, наиболее близкие к прямым оценкам по данным зональных разрезов.
Заключение. В результате выполненных расчетов и их анализа можно заключить, что суммарный меридиональный перенос тепла через анализируемый разрез составляет около 1,1 ± 0,25 ПВт. Он обусловлен главным образом квазистационарной меридиональной циркуляцией верхнего бароклин-ного слоя, структура которой достаточно устойчива во времени и пространстве. Корреляция сезонных флюктуаций меридиональной компоненты вектора течений с сезонной изменчивостью температуры не вносит существенного
вклада в квазистационарный интегральный МПТ, несмотря на наличие интенсивной сезонной изменчивости отдельных составляющих МПТ. Вклад вихревых потоков тепла в интегральный перенос невелик.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Полонский А. Б. Роль океана в современных изменениях климата // Морской гидрофизический журнал. — 2001. — № 6. — С. 28 - 49.
2. Bryan К. Poleward heat Transport by the oceans: observations and models // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. — 1982. — 10. — P. 15 - 38.
3. HastenrathS. Heat Budget of OCEAN//J. Phys. Oceanogr. — 1980. — HL №2. — P. 159- 170.
4. Lamb P.J. Estimate of Annual Variation of Atlantic Ocean Heat Transport // Nature. — 1981. — 290, №4. — P. 766 - 768.
5. Oort A.H., Haar Т.Н. V. On the Observed Annual Cycle in the Ocean — Atmosphere Heat Balance Over the Northern Hemisphere // J. Phys. Oceanogr. — 1976, — <l №6. — P. 781 - 800.
6. Hsuing J., Newell R.E., Houghtby T. The Annual Cycle of Oceanic Heat Storage and Oceanic Meridional Heat Transport // Quart. J. Royal Met. Soc. — 1989. — PtA. — П5, №485. — P. 1 - 28.
7. Тимофеев H.A., Юровский А. В. Радиационный, тепло- и воднобалансовый режимы океанов. Климат и изменчивость. — Севастополь: ЭКОСИ-Гидрофизика, 2004. — 256 с.
8. Trenberth К.Е., Caron J.M., Sepaniak D.P. The atmospheric energy budget and implications for surfaces fluxes and ocean heat transports // Clim. Dyn. — 2001. — 17, №4. — P. 259 - 276.
9. Стоммел Г. Обзор теории морских течений // Проблемы океанической циркуляции. — М.: Мир, 1965. —С. 5- 14.
10. Полонский А.Б. Циркуляция вод Тропической Атлантики и меридиональный перенос тепла // Морской гидрофизический журнал. — 1985. —№ 1. — С. 58 - 62.
11. Hall MM, Bryden H.L. Direct estimates and mechanisms of ocean heat transport // Deep-Sea Res. — 1982. — 29, №3A. — P. 339 - 359.
12. Полонский А.Б. Меридиональные переносы тепла в Тропической Атлантике и механизмы их формирования // Дисс. ... д-ра геогр. наук. — Севастополь: МГИ АН УССР, 1990. — 320 с.
13. Stammer D., Wunsch С., Giering R. et al. Volume, heat, and freshwater transports of the global ocean circulation 1993 - 2000, estimated from a general circulation model constrained by World Ocean Circulation Experiment (WOCE) data // J. Geophys. Res. — 2003. — 108, №C1, 3007, doi.: 10.1029/2001 JC001115.
14. Ganachaud A., Wunsch C. Improved estimates of global oceanic circulation, heat transport and mixing from hydrographic data // Nature. — 2000.— 408, №6811. — P. 453-456.
15. Talley L.D. The shallow, intermediate and deep overturning components of the global heat budget. Scripps Institution of Oceanography, La Jolla, USA // Int. Conf. on the Ocean observing system for Climate. OCEANOBS 99, October 1999.— France, Saint Raphael.
16. Sato O.T., Rossby T. Seasonal and Low-Frequency Variability of the Meridional Heat Flux at 36° N in the North Atlantic // J. Phys. Oceanog. — 2000. —30, №3. — P. 606 - 621.
17. Bernstein R.L., White W.B. Time and length scale of baroclinic eddies in the Central North Pacific ocean // Jbid — 1974.— 4, №4. — P. 613 - 624.
18. WOCE Global Data. Version 3.0 2002. WOCE International Project Office // WOCE Report N180/02, Southampton, UK.
19. Trenberth K.E., Caron J.M. Estimates of Meridional Atmosphere and Ocean Heat Transports // J. Climate. — 2001. — J4, №16. — P. 3433 - 3443.
20. Lavin A., Bryden ILL., Parr ilia G. Meridional transport and heat flux variations in the subtropical North Atlantic // Global Atmos. Ocean. Syst. — 1998. — 6. — 269 - 293.
21. Yang S.-K., Wang J., Miller A. A revisit of global anargy balance using NCEP/NCAR reanalysis and satellite observations // 1st WCRP Int. Conf. Reanal., Silver Spring, MD, 27 — 31 Oct.,
1997. World Clim. Res. Programme / World Meteorol. Organ. [World Clim. Programme], —
1998. —№878. —P. 37- 40.
Морской гидрофизйческий институт HAH Украины, Материал поступил
Севастополь в редакцию 03.12.04
После доработки 14.12 04
ABSTRACT Using standard World Ocean Circulation Experiment (WOCE) section in subtropical Atlantic (along 24.5'N), the meridional heat transport is evaluated. It is close to 1PW (1015 W) that agrees with the most direct oceanographic estimates. Meridional heat transport along 24.5°N is mostly due to the quasi-steady meridional circulation whose structure is rather stable. At the same time intense seasonal variability of some components of the meridional heat fluxes is found. Contribution of the eddy heat fluxes to the total meridional transport is not large.
