Зимняя конвекция в Лофотенской котловине по данным буев Argo и гидродинамического моделирования

В работе представлены результаты исследования зимней конвекции в Лофотенской котловине Норвежского моря. Рассматриваемая область, являясь самым динамически активным регионом Северной Атлантики, характеризуется локальными максимумами дисперсии уровня океана и высокой кинетической энергии синоптических вихрей. Лофотенская котловина является достаточно обособленным топографическим образованием: с севера она ограничена хребтом Мона, плато Воринг с юга и евразийским континентальным шельфом с востока (рис. 1). Лофотенская котловина является основным резервуаром тепла северных морей, где интенсивно происходят процессы обмена между океаном и атмосферой. Будучи транзитной зоной для теплых и соленых атлантических водных масс на их пути в Северный Ледовитый океан, котловина играет важную роль в поддержании глобальной Меридиональной термохалинной циркуляции в области, где атлантические водные массы отдают тепло в атмосферу, перемешиваются с окружающими водами и претерпевают трансформацию, необходимую для образования глубинных и промежуточных вод. В Лофотенской котловине, как и в Гренландском море, теплые и соленые воды атлантического происхождения смешиваются с более холодными и распресненными окружающими водами, участвуя в формировании североатлантической глубинной и придонной водной массы (Marshall and Schott, 1999). Атлантическая водная масса занимает в Норвежском море верхний слой толщиной около 500 м, что определяется глубиной порогов, через которые вода поступает в море (Суховей, 1986). Под Атлантической водной массой залегает глубинная водная масса, имеющая отрицательную температуру и высокую соленость (Korablev et al., 2012). Относительно теплые воды привносятся в котловину ветвями Северо-Атлантического течения: Норвежским склоновым течением (NASC), Норвежским прибрежным течением (NCC) и Норвежским фронтальным течением (NAFC). Отсутствие поступления арктических вод с поверхностными течениями отмечается как одна из характерных особенностей Норвежского моря (Blindheim and 0sterhus, 2013).

Осенью и зимой сильная теплоотдача в атмосферу охлаждает поверхностные слои в Лофотенской котловине и значительно повышает ее плотность, в результате чего тяжелые поверхностные воды опускаются зимой до глубин более 1000 м. Так как условия охлаждения год от года отличаются, плотность опускающейся воды также варьирует. Распространение отдающей тепло воды по всему пространству Лофотенской котловины приводит к значительно большей чистой потере тепла в атмосферу, чем если бы эта вода оставалась более локализована, как, например, в Лабрадорском море (Nilsen and Falck, 2006; Spall, 2010).

В центре Лофотенской котловины находится уникальный природный феномен - квазипостоянный антициклонический Лофотенский вихрь (ЛВ). Зимняя глубокая конвекция является необходимым условием его стабильности и одним из механизмов его существования, так как она создает благоприятные условия его ежегодной регенерации (Kцhl, 2007; Блошкина и Иванов, 2016; Bashmachnikov et al., 2017). Другим механизмом, позволяющим поддерживать в центре котловины высокую антициклоническую завихренность, является захват мезомасштабных вихрей, отрывающихся от Норвежского течения (Kцhl, 2007; Volkov et al., 2015). Не имеющий аналогов ЛВ буквально с момента его открытия советскими океанологами привлекает внимание ученых различных стран, являясь по сути уникальной природной лабораторией по изучению вихрей в океане

Рис. 1. Район исследования. Положение антициклонического ЛВ выделено пунктиром. Цветом показана топография дна (м), стрелками - основные течения: ЫЛ 8С - Норвежское склоновое течение, N00 - Норвежское прибрежное течение, МЛБС - Норвежское фронтальное течение

Однако, несмотря на то что важная роль глубокой конвекции в механизмах ежегодной регенерации ЛВ является общепризнанной, сегодня в научном сообществе отсутствует единое мнение об интенсивности зимней конвекции в данном регионе. Более того, признавая, что глубокая конвекция существенно влияет на стабильность ЛВ, по сути ее роль определяют как второстепенную по сравнению с вихревым переносом. Действительно, на фоне высоких значений глубин верхнего квазиоднородного слоя (ВКС) в известных очагах глубокой конвекции, расположенных в морях Лабрадор, Ир- мингера и Гренландском (Федоров и др., 2018; Belonenko et al., 2018; Belonenko and Fedorov, 2018), величины ВКС в Лофотенской котловине не столь велики. Наличие глубин конвекции более 600 м, что значительно превышает средние значения ВКС в данном бассейне (200 м), редко являлось предметом исследования в работах, посвященных динамическим процессам в Лофотенской котловине. Однако стоит подчеркнуть, что в акватории область ЛВ полностью совпадает с областью наибольших значений глубин ВКС, и это доказывает ключевую роль глубокой конвекции в существовании в центре котловины антициклонического вихря, как и необходимость ее исследования.

Квазипостоянный антициклонический ЛВ, расположенный в Лофотенской котловине (68-72° с. ш. и 3° з. д. - 16° в. д.) и распространяющийся до глубины 3250 м, был обнаружен в ходе гидрографических исследований Арктического и антарктического научно-исследовательского института 1970-1980-х гг. и в настоящее время является одним из самых изученных. ЛВ представлен линзой теплой соленой воды на интервале глубин 300-1000 м с горизонтальным масштабом около 100 км. Считается, что зимняя конвекция в среднем составляет около 600 м (Even and Nilsen, 2006; Volkov et al., 2015; Bashmachnikov и др., 2017) и может достигать даже границы атлантических вод, расположенных ниже 800 м (Kцhl, 2007). Используя гидродинамическое моделирование (MITgcm - Massachusetts Institute of Technology General Circulation Model), Kцhl (2007) показал, что зимняя конвекция в Лофотенском вихре в период 1997-2004 гг. могла даже превышать 1000 м; применялся метод расчета, представленный в работе (Kara et al., 2003). Подобный диапазон заглубления ВКС указан также В.А. Алексеевым с соавторами, которые рассмотрели по натурным данным положение линзы вихря для зимы 1987 г. и отметили первенствующий вклад глубокой конвекции в процессы ежегодной регенерации Лофотенского вихря (Alexeev et al., 2016). С другой стороны, существует мнение, что в ЛВ происходит не регенерация, а замещение старого ядра новыми водами, образованными вследствие зимней конвекции (Yu et al., 2017), при этом акцентируется внимание на отсутствии обновления нижнего конуса ядра вихря, расположенного на глубинах 700-1200 м (см. также (Soiland et al., 2016)). В то же время по данным глайдеров оценки глубины ВКС по методике, изложенной в работе (Montegut et al., 2004), для периода 2012-2015 гг. составляют 600 м (Yu et al., 2017).

М.А. Спол (Spall, 2010) разработал идеализированную гидродинамическую модель Северных морей (включая Лофотенскую котловину), исследовал влияние топографии на глубокую конвекцию и получил значения ВКС для Норвежского моря, не превышающие 1000 м. Он указывает, что в отличие от Гренландского моря, где конвекция проникает на значительно большие глубины, в Лофотенской котловине глубокая конвекция затрагивает только промежуточные глубины, хотя в целом в бассейне Лофотенской котловины потери тепла значительно больше. Подобные оценки глубины ВКС до 800 м получены также в работах (Soiland and Rossby, 2013; Soiland et al., 2016), где анализировались профили температуры по данным дрифтеров, циркулировавших в Лофотенской котловине в течение 2010-2011 гг. Авторы статьи, в частности, указывают, что зимой 2010-2011 гг. наблюдались весьма незначительные градиенты температуры в слое до 800 м. В то же время в работе (Richards and Straneo, 2015), где анализируются данные автономных буйковых станций для периода с июля 2010 по сентябрь 2012 г., авторы утверждают, что зимняя конвекция в Лофотенской котловине не превышает 400 м, при этом максимум ВКС отмечается в марте 2010 г., а увеличение глубины ВКС начинается в ноябре-декабре.

Анализируя климатические данные за последние 60 лет, А.А. Кораблев с соавторами указывает, что максимальные градиенты температуры и максимальные среднеквадратические отклонения по климатическим данным фиксируются в центре Лофотенской котловины для глубины 800 м (Korablev et al., 2014). Важно отметить, что в проведенном этой группой ученых исследовании, как и во всех перечисленных выше, положение максимальных значений глубины ВКС в Лофотенской котловине так или иначе приурочено непосредственно к области Лофотенского вихря. Он находится в непрерывном движении, преимущественно вдоль изобат в циклоническом направлении, сохраняя свое положение вблизи центра котловины, а его акватория с центром, расположенным на 70° с. ш. 3,5° з. д. (Soiland et al., 2016), является областью наиболее интенсивной зимней конвекции в Лофотенской котловине. В работе (Белоненко и др., 2014) указывается положение ЛВ по данным гидродинамического моделирования в районе, ограниченном 69-70° с. ш. и 3°в. д. - 5°в. д.

Целью нашей статьи является изучение глубокой конвекции в Лофотенской котловине и оценка ВКС с использованием данных контактных измерений, данных моделирования, а также дистанционного зондирования Земли для района, ограниченного 68-72° с. ш., 4° з. д. - 15° в. д. Мы также рассматриваем особенности временной и пространственной изменчивости глубокой конвекции в Лофотенской котловине.

1. Используемые данные

Данные буев Argo. Профили температуры (Г) и солености (S) автоматически обрабатываются, и их качество контролируется центрами обработки данных ArgoNOAA. National Centers for Environmental Information. URL: https://www.nodc.noaa.gov/argo (дата обращения: 17.05.2018).. Данные были скорректированы системой обработки и хранения GADR (Global Argo Data Repository). Нами использовались данные, имеющие атрибуты "хороший" (флаг контроля качества = 1), "вероятно, хороший" (флаг контроля качества = 2) и "использовать с осторожностью" (флаг контроля качества = 3). Значения температуры и солености с атрибутом "false" (флаг контроля качества=4) были исключены из анализа. За период 2001-2017 гг. для рассматриваемой области получено более 5000 профилей температуры и солености, в том числе за зимний период (январь - апрель) около 1500 профилей.

Данные гидродинамического моделирования - MITgcm. Пространственное горизонтальное разрешение модели составляет около 4 км. В модели используются геопотенциальные вертикальные координаты: 50 слоев толщиной от 10 (верхние слои) до 456 м (нижние слои). Граничные условия взяты из более грубой реализации модели MITgcm для всего Мирового океана - ECCO2, начальные условия - из базы World Ocean Atlas-2009. В качестве форсинга в модели использовались данные эксперимента JRA25 (Japanese 25-year Re-Analysis) на период 1992-2012 гг. Известно, что модель MITgcm хорошо описывает структуру динамики вод в Лофотенской котловине, что отмечалось рядом авторов (Kцhl, 2007; Nguyen et al., 2011; Raj et al., 2015; Volkov et al., 2015; Bashmachnikov et al., 2017; Белоненко и др., 2018). Более подробное описание модели можно найти в работе (Колдунов и др., 2015). Данные реализации модели MITgcm для периода 1992-2012 гг. предоставлены Д.Л. Волковым (Cooperative Institute for Marine and Atmospheric Studies University of Miami NOAA/AOML/PHOD).

Спутниковая альтиметрия AVISO. Данные спутниковой альтиметрии архива AVISO (Archiving, Validation, and Interpretation of Satellite Oceanographic data)AVISO+. URL: http://www.aviso.altimetry.fr/en/data.html (дата обращения: 17.05.2018). - абсолютная динамическая топография с пространственным разрешением 0,25° и временной дискретностью 7 суток. Массив составлен на основе комбинированных данных нескольких спутников. Альтиметрические данные использовались для пространственной идентификации ЛВ по полям относительной завихренности. Центр ЛВ определялся с использованием автоматической идентификации вихрей по альтиметрическим картам и методике определения характеристик вихрей (Bashmachnikov et al., 2017). На первой карте пространственного распределения относительной завихренности (в январе 1993 г.) центр ЛВ выявлялся по наименьшим значениям отрицательных величин аномалий относительной завихренности в центре Лофотенского бассейна. На каждом последующем распределении от ранее найденного центра проводились лучи, заполняющие область с инкрементом 30о, вдоль которых строились профили относительной завихренности. Вдоль каждого луча определялось минимальное расстояние до начала луча, на котором относительная завихренность либо переходит через ноль, либо имеет максимум, либо изменение относительной завихренности с расстоянием от центра составляет не более 25 % от подобной величины у начала луча. Полученные точки формировали границу аномалии, связанной с вихрем. Последние два критерия дают возможность определить границу вихря, даже если он находится в процессе слияния с другим антициклоническим вихрем или если у его периферии наблюдается "филамент" с отрицательной завихренностью. Новый центр вихря вычислялся как центр масс области, ограниченной полученным контуром границы вихря, а среднее расстояние от нового центра до этой границы принималось за радиус вихря. Результаты показали, что используемая методика позволила надежно отслеживать вихрь, избегая скачков в центры близлежащих антициклонов, даже если они были более интенсивными (Bashmachnikov et al., 2017).

2. Результаты

Настоящая статья является продолжением цикла работ по исследованию интенсивности глубокой конвекции в субарктических морях (Башмачников и др., 2018; Федоров и др., 2018; Belonenko et al., 2018; Belonenko and Fedorov, 2018). Глубина ВКС является основной характеристикой зимней конвекции (Kantha and Clayson, 2000; Федоров и др., 2018). Максимальная глубина ВКС позволяет оценить интенсивность конвективных процессов. Для ее оценки применяются различные методы определения ВКС, среди которых наиболее популярным является метод, представленный в работе (Kara et al., 2003), в соответствии с которым глубина ВКС определяется по профилям потенциальной плотности. Однако проведенное нами сравнение данного метода с методом Д.С. Духовского (Dukhovskoy et al., 2016) показало, что последний более точно определяет глубину ВКС (Федоров и др., 2018). Пример, демонстрирующий сравнение этих методов, приведен на рис. 2 а. Метод Духовского сравнивается также с другим популярным методом оценки ВКС, предложенным в статье (de Boyer Montegut et al., 2004), и показывается, что метод Духовского также является более точным (Башмачников и др., 2018).

Методы определения мощности ВКС по профилям потенциальной плотности удобны для автоматической идентификации нижней границы квазиоднородного слоя и эффективны при анализе большого набора профилей натурных и модельных данных. Перечисленные выше методы эмпирические и не подразумевают прогрессивного изменения заданных параметров, поэтому результаты расчетов по этим методам контролируются визуально путем выбора случайной серии профилей с отмеченными на них ВКС (рис. 2 а). На сегодняшний день не существует единой методики определения ВКС по тем или иным данным. Все применяемые методы в той или иной степени имеют в своей основе эмпирическую составляющую.

В частности, в недавно опубликованной работе (Фалина и др., 2017) оценка ВКС делается на основе карт, на которые наносятся некоторые эмпирические характеристики. Данный подход определения ВКС является исключительно авторским и вряд ли может быть воспроизведен другими учеными. Основываясь на принципе необходимости контроля адекватности расчетов, мы можем доверять и оценкам ВКС других авторов, полученным на основе иных характеристик и при использовании иных методик. Наш подход, который может быть воспроизведен другими исследователями, является, пожалуй, первым, где сделана попытка провести сравнительный анализ методов определения ВКС на основе профилей потенциальной плотности. Этот подход был апробирован для морей Северо-Европейского бассейна, Лабрадор и Ирмингер (Федоров и др., 2018).

В методе Духовского нет заранее заданного критерия разности плотностей, как это сделано в работах (Kara et al., 2003; de Boyer Montegut et al., 2004), а необходимый критерий определяется особенностями самого профиля. За глубину ВКС принимается глубина h, на которой локальный градиент потенциальной плотности глубина) превышает 2 среднеквадратических отклонения градиента потенциальной плотности а в слое глубин ±100 м от глубины h: [(h - 100), (h + 100)]. При оценивании ВКС по методу Духовского на участках неустойчивой стратификации нами производилось предварительное искусственное перемешивание профилей плотности для сглаживания неустойчивостей, а мелкомасштабный шум фильтровался методом скользящего среднего c шириной окна 10 м.

На рис. 2 б показана временная изменчивость максимальных глубин ВКС в Лофотенской котловине по данным MITgcm и Argo, а также график, характеризующий общее число профилей Argo (рис. 2 в). Видно, что в 2010 г. глубина ВКС по профилям Argo превышала 1000 м, в 2013 и 2016 гг. - 600 м, а в 2015 г. - 400 м (рис. 2 б). Заметим, что количество профилей Argo в регионе в указанные годы весьма значительно: в период 2007-2010 гг. - более 200, а начиная с 2011 г., постепенно увеличиваясь, оно превышает 500 профилей (рис. 2 в). В другие годы рассматриваемого периода глубина ВКС колеблется около значения 400 м. Интересно, что по данным моделирования в период 2002-2012 гг. глубина ВКС также оценивалась равной 400 м. Область наибольших глубин ВКС 700-800 м по данным MITgcm относится к периоду 19932001 гг. Начало реализации 1993-1994 гг. можно отнести к разгонке модели, однако последующие значения характеризуют глубины ВКС по данным модели MITgcm.

На рис. 2 б видно, что в 2010 г. глубина ВКС по данным Argo превышает 1000 м, в то время как в другие годы такие значения не усматриваются. Во все другие годы значения ВКС меньше. По данным MITgcm в 2010 г. глубина ВКС оценивается примерно так же, как в 2009 и 2011 гг., и это, возможно, связано с тем, что модель в целом показывает сглаженные значения. Впрочем, нет никаких оснований исключать экстремальные значения зимней конвекции в 2010 г. Так, глубина конвекции, превышающая 1000 м, подтверждена данными шести профилей Argo.

Следует отметить, что экстремальные глубины ВКС в 2010 г. не усматриваются для морей Лабрадор, Ирмингера и Гренландского, где традиционно существуют очаги глубокой зимней конвекции (Башмачников и др., 2018; Федоров и др., 2018; Belonenko et al., 2018; Belonenko and Fedorov, 2018). Это означает, что в Лофотенской котловине процессы взаимодействия океана и атмосферы в 2010 г. имели специфические особенности, не характерные для других регионов, и именно они привели к развитию аномально глубокой конвекции в акватории. Безусловно, в дальнейшем эти особенности необходимо исследовать, что позволит нам лучше понять процессы, происходящие в очагах зимней конвекции.

Отметим, что профили Argo по пространству распределены крайне неравномерно (рис. 3). Действительно, если в центре котловины - районе расположения ЛВ - более 40 профилей в каждом квадрате 1,0 х 0,5°, то на периферии рассматриваемого региона их число не достигает пяти. В центре Лофотенской котловины отмечается наибольшая плотность профилей, полученных по измерениям буев Argo, что способствует получению наиболее репрезентативных данных о термохалинной структуре ЛВ.

Рис. 3. Пространственное распределение профилей Argo. Шкала показывает общее количество профилей в каждом квадрате 1,0° х 0,5° за 2001-2017 гг.

3. TS-анализ профилей внутри и вне Лофотенского вихря

Положение центра и радиус ЛВ, полученный по представленной выше методике, использовались для разделения профилей Argo, расположенных внутри и вне вихря. Очевидно, что особенности распределения температуры и солености значительно варьируются в зависимости от положения профилей относительно центра вихря. Среднее положение центра вихря за период 1993-2016 гг. фиксируется в районе 69,75° с. ш., 3,25° в. д., средний радиус, рассчитанный по изменению знака относительной завихренности в радиальном направлении от центра, составляет 51 км. Только 71 профиль примерно из 1500 в рассматриваемом районе наблюдался внутри Лофотенского вихря в зимний период. На рис. 4, где представлены T-S-диаграммы профилей, расположенные внутри ЛВ, хорошо видно, что в целом все эти профили отличаются большой однородностью и малым изменением плотности. Заметим, что в марте, когда зимняя конвекция наиболее выражена, на диаграмме наблюдается два различных типа профилей. Очевидно, это связано с тем, что одна часть профилей Argo относится к ядру ЛВ, а другая - к периферии. Заметим, что аналогичное различие профилей зафиксировано также в работе (Блошкина и Иванов, 2016).

На рис. 5 показаны T-S-диаграммы для профилей вне ЛВ, где хорошо видно, что массив T-S-профилей гораздо менее однороден по сравнению с профилями, которые расположены внутри Лофотенского вихря. Различия и многообразие T-S-диаграмм, характеризующих профили вне ЛВ, не удивительны, так как данные профили рассматривались для всей Лофотенской котловины за исключением выделенного района ЛВ (см. рис. 1). Визуально можно выделить профили с однородной плотностью и глубинами ВКС около 400-500 м.

4. Пространственное положение максимальных глубин верхнего квазиоднородного слоя по MITgcm и Argo

На рис. 6-8 показаны пространственные распределения профилей Argo и MITgcm для месяцев: январь - апрель. На рис. 6 видно, что максимальные глубины ВКС фиксируются в области расположения Лофотенского вихря. На рис. 6а максимальная глубина ВКС по данным Argo фиксируется в районе, расположенном примерно на 3° в. д., а по данным MITgcm - на 4° в. д. Глубины ВКС 500-600 м преимущественно расположены в непосредственной близости от ЛВ, где отмечаются также наибольшие глубины дна (рис. 1а).

Таким образом, по данным Argo максимальные глубины ВКС характерны для области ЛВ и прилегающей к нему области: здесь глубины ВКС превышают 500 м. В остальной части рассматриваемого района конвекции глубина ВСК невелика и составляет 100300 м. Подобные оценки ВКС получены и по данным MITgcm (рис. 6б), однако в целом следует отметить некоторое их завышение по сравнению с оценками ВКС

Рис. 6. Пространственные распределения максимальных глубин ВКС (м) по данным измерений: а - Argo за 2001-2017 гг.; б - модели MITgcm (профили строились для каждой точки сетки) за 1993-2012 гг. Для построения изображений по данным буев Argo применялись фильтры скользящего среднего с размером окна 25 х 25 км

Рис. 8. Пространственное распределение глубин ВКС в Лофотенской котловине, полученное по данным МТТдсш с декабря 1996 г. по май 1997 г.

По данным Argo (рис. 6а). Однако следует заметить, что по данным MITgcm область максимальных глубин, превышающих 800 м, расположена примерно на 1° восточнее области максимальных глубин ВКС, выделяемых по данным Argo. Подобное смещение обнаружено также при сравнении данных MITgcm с данными гидрологических разрезов ПИНРО на судне "Фритьоф Нансен", где отмечалось подобное смещение ядра ЛВ на 1° к востоку на разрезе 69° 20' с. ш. в июле 2005 г. (Белоненко и др., 2018). Для области ЛВ фиксируются наибольшие глубины ВКС в исследуемом регионе и по данным MITgcm. Область с глубинами 800-900 м, очевидно, относится к периоду 1993-2000 гг. (рис. 2).

На рис. 7 дано распределение по акватории Лофотенской котловины профилей в процентах от общего числа (в ячейке 1,0 х 0,5° - 16 000 профилей) в данном пункте для MITgcm (рис. 7a, б) и общее количество профилей Argo (рис. 7в, г) в зависимости от глубины ВКС, превышающей 300 и 500 м. Видно, что наибольшее количество профилей на всех картах характерно для ЛВ: большинство профилей MITgcm расположены в области Лофотенского вихря и прилегающей к нему области. Эти зоны также характеризуются наибольшими глубинами ВКС.

Рис. 9. Число профилей (%) за каждый месяц с 1993 по 2012 г. по данным MITgcm (а) и общее число профилей буев Argo в месяц за 2001-2017 гг. (б) с глубинами ВКС, превышающими 300 м (черный цвет) и 500 м (белый) в области 68-72° с. ш., 3° з. д. - 16° в. д.

На рис. 8 представлен "сезонный ход" максимальных глубин ВКС по данным MITgcm за каждый месяц в период с декабря 1996 г. по май 1997 г. (см. также рис. 2). Видно, что в декабре 1996 г. зимняя конвекция еще отсутствует, но спустя месяц, в январе, уже начинает развиваться, охватывая незначительную площадь. В феврале зимняя конвекция хорошо видна на рис. 8 и достигает максимума в марте (наибольшая площадь). В апреле зимняя конвекция хорошо выражена, а в мае еще присутствует, но существенно уменьшилась по площади. Максимальные глубины ВКС превышают 900 м.

На рис. 9 показано распределение профилей по данным MITgcm в процентах от общего числа профилей и профилей буев Argo в зависимости от градации наибольшей глубины ВКС: более 300 м, более 500 м. Видно, что наибольшее число профилей с глубинами ВКС, превышающими 300 м, по данным MITgcm, наблюдаются в марте (12 %), и 35 - число профилей, по данным буев Argo, в феврале. В то же время для глубин ВКС более 500 м - только 1 % по данным MITgcm в марте и апреле, а по данным буев Argo - три профиля в марте и еще два - в апреле. На рис. 9 видно, что с июня по ноябрь глубокая конвекция в Лофотенской котловине отсутствует.

На рис. 10 показана межгодовая изменчивость числа профилей по данным MITgcm в градациях: более 300 м и более 500 м. Видно, что в начале реализации имеется значительное число профилей с глубинами ВКС более 300 м и более 500 м. Выделяется 1997 г., в котором больше всего профилей с глубинами ВКС, превышающими 500 м. В то же время 1999 и 2003 гг. характеризуются минимальными значениями профилей с указанными характеристиками, а после 1998 г. вообще не наблюдаются ВКС с глубинами, превышающими 500 м. В целом рис. 10 согласуется с рис. 2.

Рис. 10. Межгодовая изменчивость числа профилей (в процентах профилей от общего числа за год) с глубиной ВКС более 300 м (черный цвет) и 500 м (белый цвет) по данным МІТдеш в области 68-72° с. ш., 3° з. д. - 16° в. д.

Заключение