Межгодовая изменчивость характеристик поверхностного слоя и галоклина Арктического бассейна

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

ГНЦ РФ Арктический и антарктический научно-исследовательский институт

Межгодовая изменчивость характеристик поверхностного слоя и галоклина Арктического бассейна

Е.А. Чернявская

Л.А. Тимохов

В.Ю. Карпий

С.Ю. Малиновский

г. Санкт - Петербург

Аннотация

В связи с уменьшением площади ледяного покрова верхний слой Северного Ледовитого океана в последние годы стал более доступен для непосредственного влияния ветра и солнечной радиации. В данной статье особое внимание уделяется исследованию реакции верхнего слоя на изменения условий окружающей среды и вероятных механизмов проявления данных изменений в изменчивости состояния верхнего слоя. Был проанализирован массив океанологических данных за зимний период 1950-2013 гг., произведен расчет толщины и солености верхнего перемешанного слоя, а также толщины и солености слоя галоклина. На основе уравнений линейной регрессии были получены статистические модели связи перечисленных параметров верхнего слоя с различными факторами окружающей среды, такими как индексы атмосферной циркуляции, водообмен с соседними океанами, речной сток и ледовые процессы.

Ключевые слова: галоклин, линейная регрессия, перемешанный слой, соленость, толщина галоклина, толщина перемешанного слоя.



Abstract

Interannual variability of parameters of the arctic ocean surface layer and halocline

Ekaterina A. Cherniavskaia, Leonid A. Timokhov, Valeriy Y. Karply, Stanislav Y. Malinovskiy

State Scientific Center of the Russian Federation Arctic and Antarctic Research Institute, St. Petersburg, Russia

As the area of the sea ice cover has considerably reduced in the recent years, the Arctic Ocean surface layer has become more exposed to the effect of atmospheric processes. In order to evaluate the influence of the new conditions on the surface layer state, a large array of winter oceanographic data was used to calculate the Arctic Ocean mixed layer thickness and salinity along with the thickness and salinity of the halocline layer for the 1950-2013 period. Analysis of the interannual variability of the surface layer parameters listed has shown that the mixed layer thickness has increased in recent years, from 30-35 m in 1950-70s to 40-44m in 1980-2000s. The halocline thickness, conversely, has decreased from 65m in 1950-90s to 50 in the 2000s. At the same time, mixed layer salinity and the salinity of the halocline layer has become lower in the 2000s by about 0,5% o compared with 1950-90s. Three periods with distinctive configurations of the fields of the surface layer parameters have been identified. These quasi-20-year periods correspond to different climatic stages with different regimes of the atmospheric circulation. However, this is certainly not the only cause of the changes that occur in the surface layer condition. To reveal other causes of these changes, statistical methods were used to analyze the time series of the Arctic Ocean surface layer parameters. Linear regression equations allowed us to find out that the variability of the mixed layer thickness and salinity is almost equally determined by changes of the atmospheric circulation and fluctuations of the water exchange with the neighboring oceans along with river runoff and ice processes. At the same time, the thickness and salinity of the halocline layer strongly correlate with mixed layer parameters and, as there is no direct contact with the atmosphere, their variability is determined mostly by the mixed layer condition and the underlying Atlantic waters.

Keywords: Arctic Ocean, halocline, layer thickness, mixed layer, salinity, statistical model.



Введение

Арктический поверхностный слой и подстилающий его пикноклин, который в Арктическом бассейне (АБ) зависит от распределения солености, являются важными компонентами термохалинной структуры Северного Ледовитого океана (СЛО) и основными элементами в цепи взаимодействия океан - ледяной покров - атмосфера. Роль поверхностного слоя и пикноклина, который в АБ совпадает с галоклином, отмечена в ряде российских и зарубежных публикаций [1, 2]. Состояние поверхностного слоя (квазиоднородного слоя, подледного перемешанного слоя) оказывает влияние на поток тепла от океана в атмосферу через ледяной покров и во многом определяет тепловой баланс поверхности СЛО. Именно с его толщиной, термохалинными характеристиками и характеристиками подстилающего галоклина связывают образование и устойчивость ледяного покрова СЛО [3-5]. Оценки параметров поверхностного слоя и галоклина важны для валидации крупномасштабных климатических моделей и улучшения моделирования арктической системы атмосфера - лед - океан.

Происхождение вод поверхностного слоя рассматривалось во многих исследованиях [4, 6-7]. По современным представлениям, поверхностный слой формируется из вод речного стока, атмосферных осадков и вод атлантического и тихоокеанского происхождения. По различным оценкам [7, 8-9] толщина перемешанного слоя в зимний период составляет до 70 метров в приатлантической части СЛО и около 30 м в притихоокеанской. Данный слой также характеризуется пониженной соленостью (26-33% о) и температурой, близкой к точке замерзания в осенне-зимний период [9]. Наряду с разнообразием оценок толщины слоя, существует также множество способов ее определения [10], что может создавать определенные трудности в сопоставлении результатов различных исследований.

Слой пикноклина (галоклина), или промежуточный слой по терминологии Е.Г. Никифорова [11], в приатлантической части АБ формируется как фронтальная зона между поверхностным более распресненным слоем и солеными и теплыми атлантическими водами [12]. На большей части АБ пикноклин включает тихоокеанские воды летнего и зимнего происхождения (адвективные воды) и холодные и осоло - ненные за счет ледообразования воды, которые образуются зимой на периферии акватории бассейна (эндемичные воды).

Значительное сокращение площади ледяного покрова в летний период в начале текущего столетия [13-15] стало причиной того, что поверхностный слой стал более доступным для непосредственного воздействия ветра и солнечной радиации. Такое изменение условий окружающей среды не могло не сказаться на термохалинной структуре поверхностного слоя, которая в последние годы действительно претерпела значительные изменения [16-17]. Среди макромасштабных изменений выделяется аномальное распреснение верхнего перемешанного слоя Амеразийского суббассейна с 2005-2007 гг., не наблюдавшееся в таких масштабах за всю историю наблюдений с 1950-х гг. [18-19]. Наблюдения также показывают прогрессирующее ослабление галоклина в Евразийском суббассейне, начавшееся с 1970-х гг. [20-22].

Целью настоящей работы является анализ макромасштабной структуры поверхностного слоя и галоклина, а главное - уточнение причин и получение оценок межгодовой изменчивости состояния перемешанного слоя и галоклина Арктического бассейна. В статье приведены основные, по мнению авторов, факторы, влияющие на межгодовую изменчивость состояния поверхностного слоя с оценками вкладов каждого фактора в формирование данной изменчивости. Важным пунктом работы является рассмотрение географии и климатической изменчивости совместно и перемешанного слоя, и слоя галоклина.



Исходные данные и методы анализа

Данные наблюдений показывают, что решающими для состояния АБ являются зимние характеристики вертикального распределения термохалинных элементов поверхностного слоя и галоклина, устойчиво сохраняющиеся в течение года: сезонный термоклин не оставляет выраженных следов своего влияния в основной картине термохалинных полей Арктического бассейна [11]. Поэтому в данном исследовании были использованы океанологические данные, собранные в АБ в зимний период (март-май). Из базы данных ААНИИ [23] было отобрано более 9000 вертикальных профилей, выполненных в период 1950-1993 гг. Измерения на этих станциях проводились на стандартных горизонтах (5, 10, 25, 50, 75, 100, 150, 200, 250, 300, 400, 500 м и далее через каждые 500 м до дна). Из данных наблюдений за период 20072013 гг. было отобрано 14600 станций с вертикальным разрешением 1 м, поскольку эти станции были выполнены методом зондирования с помощью CTD- и XCTD - зондов. В связи с малочисленностью натурных данных за период 1994-2006 гг. для заполнения пробела были использованы данные модели ECCO2 [24].

Океанографические данные были интерполированы в узлы регулярной сетки с разрешением 200x200 км и на стандартные горизонты [25]. Итоговая сетка включает 131 узел и покрывает глубоководную (с глубинами более 50 м) часть Северного Ледовитого океана (рис. 1). Поскольку исходные данные 1950-1993 гг. преимущественно представляли собой измерения температуры и солености на стандартных горизонтах, т.е. имели дискретный характер, то для более точного определения параметров поверхностного слоя и галоклина производилась реконструкция вертикальных профилей с помощью модифицированной параметрической модели [26]. Модель представляет собой комбинацию двух экспоненциальных кривых с условием склейки величины солености и вертикального градиента в слое наибольшего изменения солености (в слое скачка солености), которая после подстановки в модель известных значений солености на стандартных горизонтах дает аналитическую кривую для конкретного вертикального профиля солености [27].

Рис. 1. Рабочая сетка. Всего 131 узел с пространственным разрешением 200x200 км. Красные точки принадлежат Амеразийскому суббассейну, синие - Евразийскому

Fig. 1. Working grid. 131 nodes in total with a spatial resolution of200x200 km. The red dots belong to the Amerasian basin, the blue dots belong to the Eurasian basin

В качестве признака нижних границ поверхностного слоя и галоклина нами выбраны точки перелома генерального хода солености с глубиной (экстремумы второй производной от солености по глубине), как это было принято в [27]. Первый перелом (первый максимум второй производной от солености по глубине) весьма четко отделяет поверхностный слой [1]. Второй перелом хода солености (второй экстремум второй производной от солености по глубине) определяет нижнюю границу галоклина [11]. По полученным с помощью модели профилям были рассчитаны толщина и средняя соленость перемешанного слоя, а также толщина и средняя соленость галоклина в зимний период в узлах регулярной сетки.

В работе использовались индексы атмосферной циркуляции Арктическое колебание (Arctic Oscillation, AO) и Арктический диполь (Arctic Dipole, AD), представляющие собой разложение приземного атмосферного давления от широты 60° с. ш. до полюса по эмпирическим ортогональным функциям (Empirical Orthogonal Function, EOF), выполненные M. Janout [28] и любезно предоставленные авторам при персональном обращении. Индекс АО воспроизводит ситуации повышения или понижения атмосферного давления над Арктикой, отображая интенсификацию широтного обмена. Индекс AD отображает интенсификацию меридионального обмена. Данные об индексах Североатлантического колебания (North Atlantic Oscillation, NAO), Атлантического мультидекадного колебания (Atlantic Multidecadal Oscillation, AMO) и Тихоокеанского декадного колебания (Pacific Decadal Oscillation, PDO) были взяты из https://www.esrl.noaa.gov/psd/. Индекс Северо-Тихоокеанского колебания (Pacific/ North American index, PNA) взят из http://research.jisao.washington.edu/data_sets/pna/. Поступление пресных вод сибирских рек в Карское, Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское моря до 1993 г. приведено в [29], для последних лет данные были взяты из http://rims.unh.edu/data/station/list.cgi? col=4 и дополнены расчетами. Площадь чистой воды в арктических морях в сентябре (OW) рассчитывалась как разница общей площади моря за вычетом площади, покрытой льдом. Данные площади льда в арктических морях в сентябре были взяты из http://www.aari.ru/projects/ECIMO/ index.php. Сведения о суммарной площади льдов в августе в западной части Арктики (IceW), включающей Гренландское, Баренцево и Карское моря, и в восточной части Арктики (IceE), включающей моря Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское, до 2005 г. любезно предоставили авторы монографии [13], а для последних лет были вычислены с использованием информации на сайте http://www.aari.nw.ru/projects/ ECIMO.

Температура воды на разрезе «Кольский меридиан» (параметр «Баренц») взята из [30]. Данные по водообмену между СЛО и Тихим океаном через Берингов пролив (параметр «Беринг») взяты из [31-32]. Данные о толщине, средней температуре и солености атлантического слоя H_AtlA, H_AtlE; T_AtlA, T_AtlE; S_AtlA, S_AtlE для Амеразийского (индекс А) и Евразийского (индекс E) суббассейнов были любезно предоставлены авторами статьи [33], в которой описана процедура расчета этих характеристик с использованием данных измерений температуры и солености океанографической базы ААНИИ.

Расчеты статистических характеристик и выполнение мульти-регрессионного анализа производились в программном пакете Statistica [34].

Результаты

Пространственное распределение характеристик поверхностного слоя и галоклина

Анализ построенных полей толщины и солености верхнего слоя позволяет установить следующие географические особенности климатического распределения их характеристик. Наименьшие толщины подледного поверхностного слоя 15-30 м располагаются широкой зоной от островов Северная Земля на восток вдоль материкового склона и далее к морю Бофорта в области значительного распреснения поверхностного слоя материковым стоком. Малые толщины слоя до 40 м отмечаются в проливе Фрама и к северу от Шпицбергена в районе погружения атлантических вод. Наибольшие толщины перемешенного слоя до 60 м наблюдаются к северу от Гренландии, при этом изолиния 60 м вытягивается от Северного полюса до Гренландии вдоль трансарктического потока (рис. 2а). Изменчивость толщины слоя наибольшая в районе к северо-востоку от пролива Фрама, к северу от проливов Канадского Арктического архипелага и на южной границе антициклонического круговорота вод и льдов к северу от Аляски и о. Врангеля (рис. 2в), где среднее квадратическое отклонение достигает более ±25 м. Наименьшие колебания толщины слоя около ±5 м наблюдаются к северу от Новосибирских островов.

Изолинии средней солености поверхностного слоя имеют конфигурацию, отличную от изолиний толщин слоя (рис. 2б), и коэффициент корреляции между полями толщин и солености невысок r = 0,09. Ориентация изохалин различная в Евразийском и Амеразийском суббассейнах. В Евразийском суббассейне изохалины ориентированы параллельно хребту Ломоносова. Изохалина наибольшей солености 34% о оконтуривает район непосредственного влияния атлантических вод на поверхностный слой, это так называемый «след атлантических вод» по образной характеристике А.Ф. Трёшникова [7]. В этом районе межгодовые флуктуации солености наименьшие, менее ±0,3% о (рис. 2г). Соленость слоя уменьшается от пролива Фрама и Земли Франца-Иосифа до моря Бофорта.

Рис. 2. Средние поля зимних толщины в м (а) и солености в % о (б) поверхностного перемешанного слоя, а также дисперсии для толщины (в) и солености (г) соответственно за 1950-2013 гг.

Fig. 2. Fields of the mixed layer thickness in m (а) and the mixed layer salinity in % o (б) and their dispersions (в) and (г), respectively, averaged for the winter period of 1950-2013

В Амеразийском суббассейне изохалины имеют кольцевую ориентацию с центром в море Бофорта, где наблюдается наименьшая соленость около 30,5% и достаточно большая, до ±1,0% о, изменчивость солености перемешанного слоя. Она связанна с наличием антициклонического круговорота вод и льдов, в котором аккумулируются талые воды и воды речного стока [35]. Также большие межгодовые флуктуации средней солености поверхностного слоя до ±0,9% характерны для северных частей моря Лаптевых (зоны влияния пресноводного стока рек Обь, Енисей и Лена) и Восточно-Сибирского моря (рис. 2г).

Пространственное распределение толщины слоя галоклина имеет схожую конфигурацию с распределением толщины перемешанного слоя. Коэффициент корреляции между полями толщин поверхностного слоя и галоклина довольно высок и равен 0,88. Это неудивительно, поскольку галоклин связан топографически с поверхностным слоем. Минимальные значения отмечаются вдоль сибирского материкового склона (40-50 м) с постепенным заглублением до 80 м в районе Северного полюса и максимальными значениями около 90 м у берегов Гренландии (рис. 3а). При этом изменчивость толщины галоклина более ±25 м наблюдается в районе пролива Фрама, к северу от проливов Канадского Арктического архипелага и на южной границе антициклонического круговорота вод и льдов к северу от Аляски и о. Врангеля (рис. 3в).



Рис. 3. Средние поля зимних толщины слоя галоклина в м (а) и солености галоклина в% (б), а также их дисперсии толщины (в) и солености (г) за период 1950-1993 и 2007-20013 гг.

Fig. 3. Fields of the halocline thickness in m (a) and halocline salinity in% (б) and their dispersions (в) and (г), respectively, averaged for the winter period of 1950-1993 and 2007-2013 максимальная

Географическое распределение средней солености галоклина (рис. 3б) по большей части повторяет распределение таковой в перемешанном слое, и коэффициент корреляции между полями равен 0,96. Большая величина коэффициента корреляции объясняется тем, что галоклин является продуктом взаимодействия поверхностного слоя и атлантических вод. Поэтому пространственная структура средней солености поверхностного слоя должна найти отражение в пространственной структуре солености галоклина.

Максимальные значения средней солености галоклина в районе пролива Фрама несколько больше 34% о, минимальные значения около 30% в море Бофорта. Также имеется зона распреснения к северу от Новосибирских островов, где соленость галоклина снижается до 31%. В море Бофорта, где межгодовая изменчивость солености галоклина так же высока, ее амплитуда достигает ±1% (рис. 3г). В центральной части акватории СЛО изменчивость солености галоклина не превышает ±0,5%.

Подобие полей толщин перемешанного слоя и галоклина свидетельствуют о том, что факторы, формирующие толщины слоев, также подобны. Аналогичный вывод следует и для объяснения подобия полей средней солености перемешанного слоя и галоклина. Различие структур полей толщин и солености может быть объяснено различием групп основных факторов и механизмов, формирующих поля толщин и средней солености перемешанного слоя и галоклина.

Межгодовая изменчивость характеристик поверхностного слоя и галоклина

Для анализа межгодовой изменчивости были рассчитаны средние значения характеристик поверхностного слоя и слоя галоклина отдельно для Евразийского и Амеразийского суббассейнов для всего периода 1950-2013 гг., за исключением характеристик галоклина за интервал 1994-2006 гг. Расчеты для слоя галоклина по данным, полученным в результате численного моделирования, за период 19942006 гг. дали неудовлетворительные результаты. Возможно, это связано с качеством исходных данных, использованных в модели, поскольку этот период отличается малочисленностью натурных наблюдений. Поэтому характеристики слоя галоклина за период 1994-2006 гг. в анализе не были использованы.

Кривые графиков межгодовой изменчивости толщины перемешанного слоя показывают, что данный параметр в обоих суббассейнах изменяется синхронно (рис. 4).

Пониженные значения толщины поверхностного слоя в обоих суббассейнах совпадают по времени с великой соленостной аномалией конца 1960-х гг. [36]. В этот период в Евразийском суббассейне отмечаются минимальные значения толщины поверхностного слоя (Hup_E) за все время наблюдений. При этом в Амеразийском суббассейне минимум толщины перемешанного слоя (Hup_A) наблюдался на несколько лет раньше, чем в Евразийском (рис. 4). После выноса из Арктического бассейна в Северную Атлантику большого количества пресной воды толщина перемешанного слоя резко выросла, по-видимому, за счет изменения стратификации. Таким образом, с начала 1970-х гг. отмечается увеличение толщины верхнего перемешанного слоя в среднем с 30-35 м в 1950-1970-е до 40-44 м в 1980-2000-е гг.

Рис. 4. Межгодовая изменчивость параметров поверхностного слоя и галоклина: а-толщины поверхностного слоя; б - толщины галоклина; в-солености поверхностного слоя; г - солености галоклина для Амеразийского суббассейна (синий цвет) и Евразийского суббассейна (красный цвет). Тонкими пунктирными линиями показаны доверительные интервалы

Fig. 4. Interannual variability of the parameters of the surface layer and halocline: a-the surface layer thickness; б-halocline thickness; в-surface layer salinity; г-halocline salinity for the Amerasian basin (blue) and the Eurasian basin (red). The thin dashed lines show the confidence intervals

Соленость верхнего перемешанного слоя в Амеразийском и Евразийском суббассейнах (Sup_A и Sup_E соответственно) меняется асинхронно: в последние годы наблюдается распреснение Амеразийского суббассейна за счет аккумулирования в антициклоническом круговороте талых и речных вод. А в Евразийском суббассейне, напротив, наблюдается осолонение за счет эффекта атлантификации [23, 37]. В целом по всей акватории Арктического бассейна соленость верхнего перемешанного слоя в последние десятилетия стала примерно на 0,5% ниже, чем в 1950-1970-х гг. Графики межгодовой изменчивости толщины слоя галоклина показывают уменьшение величин в среднем по бассейну с 65 м в 1950-1990-х до 50 м в 2000-х гг. При этом значительной разницы в величинах толщины слоя галоклина для Амеразийского и Евразийского суббассейнов нет.

Соленость слоя галоклина изменяется так же, как и соленость перемешанного слоя, с большим распреснением в Амеразийском и небольшим увеличением солености в Евразийском суббассейнах. При этом изменение солености галоклина в целом по Арктическому бассейну составило так же, как и для поверхностного слоя, около -0,5% о.

Причины изменения характеристик поверхностного слоя и слоя галоклина

Для установления основных причин изменчивости характеристик верхнего слоя были построены гистограммы гидрометеорологических параметров, осредненных по периодам 1950-1969 гг.; 1970-1989 гг.; 1990-2013 гг., которые приведены на рис. 5.

В период 1950-1970 гг., когда отмечались минимальные значения толщины поверхностного слоя (рис. 3), наблюдались экстремально низкие значения Арктической осцилляции (АО) и Северо-Атлантической осцилляции (NAO) и отрицательные аномалии величины речного стока в Карское, Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское моря (Riv_KLEC). В то же время начиная с 1990-х гг. мы видим снижение солености как перемешанного слоя, так и галоклина в Амеразийском суббассейне, что сопровождалось переходом индекса Арктического диполя (AD) в положительную фазу, увеличением положительных значений индекса АО и «нейтрализацией» NAO, с одновременным увеличением положительных аномалий величины речного стока и водообмена через Берингов пролив («Беринг»), а также с существенными отрицательными аномалиями величины площади ледяного покрова в восточном (IceE) и западном (IceW) секторах Арктики. Период 1970-1989 гг. является своего рода переходным периодом между этими двумя состояниями верхнего слоя СЛО и характеризуется экстремальными отрицательными значениями АМО и водообмена с Тихим океаном через Берингов пролив.

Рис. 5. Гистограмма изменчивости среднегодовых (кроме AO, который усреднен за период январь-март) индексов атмосферной циркуляции (а) и аномалий значений гидрологических факторов (речного стока, водообмена через Берингов пролив и площади льдов в западном и восточном секторах Арктики) (б) по стадиям: 1 - 1950-1969 гг.; 2 - 1970-1989 гг.; 3 - 1990-2013 гг.

Fig. 5. Histogram of the annual atmospheric circulation indices variability (except for AO, which is averaged over the period January-March) (a) and anomalies of hydrological factors (river runoff, water exchange through the Bering Strait and ice area in the western and eastern sectors of the Arctic) (б) for periods: 1 - 1950-1969; 2 - 1970-1989; 3 - 1990-2013

Долгопериодные тенденции изменчивости состояния поверхностного слоя в зимний период в различных районах Арктического бассейна отчетливо видны на рис. 6, где на картах приведены аномалии солености (левый ряд) и толщины (правый ряд) поверхностного слоя, осредненные по периодам 1950-1969 (стадия 1); 1970-1989 (стадия 2) и 1990-2013 (стадия 3) гг.

Структура полей аномалий солености перемешанного слоя кардинально изменилась от стадии 2 к стадии 3. Зона отрицательных аномалий вдоль нулевого меридиана и от Новосибирских островов к Гренландии изменилась на зону положительных аномалий. А в зонах положительных аномалий солености, прилегающих к Аляске и к островам Канадского Арктического архипелага, а также в районе от пролива Фрама до островов Северная Земля в период 1990-2013 гг. поменялся знак аномалии. Обратившись к гистограммам индексов атмосферной циркуляции и аномалий значений гидрологических факторов на рис. 5, видим, что от стадии 2 к стадии 3 произошло увеличение потока через Берингов пролив и повышение температуры атлантических вод, аномалии индексов «Беринг» и АМО стали положительными. Увеличился также приток речных вод, аномалия индекса Riv_KLEC от слабо отрицательной стала большой положительной. Поменялся знак аномалий атмосферного индекса AD, и немного выросла положительная аномалия индекса АО, свидетельствуя о возрастании повторяемости режима циклонической циркуляции над Арктическим бассейном.

В работе [38] показано, что при антициклоническом режиме циркуляции рас - пресненные воды речного стока аккумулируются в центральной части АБ, что приводит к возникновению здесь отрицательных аномалий солености. В то же время вдоль материкового склона происходит поднятие верхней границы атлантических вод и формирование положительных аномалий солености. Данная картина наблюдалась в 1950-1969 гг. (рис. 6). Во 2 и 3 периодах влияние атмосферной циркуляции проявляется слабее (почти все индексы мало отличаются от нуля) и формирование распределения аномалий параметров поверхностного слоя определяется в большей степени термохалинной циркуляцией. Ослабление водообмена через Берингов пролив, уменьшение температуры поступающих в Арктический бассейн атлантических вод, вкупе с усиленным нарастанием льда, особенно в восточной части Арктики (см. рис. 5), привело к образованию положительных аномалий солености поверхностного слоя на большей части акватории бассейна в 1970-1980-х гг. Область отрицательных аномалий солености является следствием адвекции распресненных вод морей Восточно-Сибирского и Лаптевых по направлению к Северному полюсу и далее к проливу Фрама трансарктическим дрейфовым течением. Согласно [39], несмотря на слабоположительный АО и, следовательно, преобладающую циклоническую циркуляцию атмосферы, с 1997 г. в СЛО наблюдается антициклонический режим циркуляции вод, для которого характерно накопление распресненной воды в антициклоническом круговороте Амеразийского суббассейна, где в 1990-2013 гг. наблюдались значительные отрицательные аномалии солености поверхностного слоя. Повышение уровня моря в приполюсной части Арктического бассейна, которое также является следствием антициклонического режима циркуляции, препятствует притоку распресненных усиленным таянием льда и речным стоком (см. рис. 5) вод к центру АБ, способствуя формированию отрицательных аномалий солености на периферии (рис. 6).

Значительное увеличение толщин поверхностного слоя от стадии 1 к стадии 3 наблюдалось в районе пролива Фрама и арх. Шпицберген (рис. 6). На большей части Арктического бассейна, что особенно ярко проявляется в Амеразийском суббассейне, география аномалий толщины слоя представляется крупномасштабной модой: область вдоль оси трансарктического течения находится в оппозиции с об - ластями вдоль материкового склона от моря Лаптевых до Чукотского моря и к северу от проливов островов Канадского Арктического архипелага. От стадии 1 к стадии 2 отрицательная аномалия толщины слоя в центральной части моды вдоль трансарктического течения увеличилась, так же как и положительная аномалия в области материкового склона. В дальнейшем к стадии 3 знак аномалий изменился на противоположный и величина аномалии увеличилась, т.е. произошла качественная трансформация поля аномалий толщины поверхностного слоя.

Рис. 6. Аномалии солености (а, в, д) и толщины (б, г, е) перемешанного слоя, осредненные по трем периодам 1950-1969 (а, б), 1970-1989 (в, г) и 1990-2013 (д, е) гг

Fig. 6. Anomalies of the mixed layer salinity (а, в, д) and the mixed layer thickness (б, г, е), averaged over three periods 1950-1969 (а, б), 1970-1989 (в, г) and 1990-2013 (д, е)

Существуют мнения, что деградация Арктического антициклона и его смещение в море Бофорта [40], начавшее с конца 1980-х гг., с одновременным усилением Арктического диполя, - одна из основных причин усиленного выноса вод и льдов из Арктического бассейна в Атлантику в 2000-х гг [41-42]. Таким образом, большая масса пресной воды, образующейся в результате усиленного таяния льдов из-за повышения температуры воздуха, выносилась Трансарктическим дрейфом в Атлантику. Поэтому минимальные значения солености Евразийского бассейна, наблюдаемые в середине 2000-х гг. (рис. 4), сопровождаются лишь небольшим уменьшением толщины перемешанного слоя в этот период, т.к. на большей части Евразийского суббассейна наблюдается усиление перемешивания вследствие ослабления стратификации, по-видимому, за счет повышения температуры воды из-за усиления влияния атлантических вод в регионе [43]. Данный вывод поддерживается наличием сопряженности между толщиной перемешанного слоя Евразийского суббассейна и индексом АМО, который выступает показателем изменчивости температуры атлантических вод.

Рис. 7. Аномалии солености (а, в, д) и толщины (б, г, е) галоклина, осредненные по трем периодам 1950-1969 (а, б), 1970-1989 (в, г) и 1990-2013 (д, е) гг.

Fig. 7. Anomalies of the halocline salinity (а, в, д) and the halocline thickness (б, г, е), averaged over three periods 1950-1969 (а, б), 1970-1989 (в, г) and 1990-2013 (д, е)



Соленость слоя галоклина (рис. 7) хорошо коррелирует с соленостью перемешанного слоя (г = 0,9), поэтому зоны изменчивости, как и факторы, ее вызывающие, здесь те же. В толщине слоя галоклина наиболее сильное обмеление произошло в центральной части Арктического бассейна. Тогда как в бассейне Нансена, за счет сглаживания градиентов солености между поверхностными и атлантическими водами, толщина слоя галоклина в 1990-2013 гг. выросла, особенно по сравнению с 1950-1969 гг.

Главные факторы, влияющие на межгодовую изменчивость параметров поверхностного слоя и галоклина Арктического бассейна

Поверхностный слой. Для выявления внешних факторов, оказывающих наибольшее влияние на формирование межгодовых аномалий изменчивости параметров поверхностного слоя, был проведен корреляционный анализ, и, с учетом его результатов, были построены статистические модели толщины и солености перемешанного слоя для Амеразийского и Евразийского суббассейнов. При этом было проведено скользящее 3-летнее осреднение анализируемых рядов и предикторов. Полученные модели представляют собой уравнения линейной регрессии и отражают связь параметров перемешанного слоя с факторами внешней среды, такими как атмосферная циркуляция (через индексы AO, AD, PNA), водообмен с соседними океанами (через индекс AMO и «Беринг» - водообмен через Берингов пролив), температуру (T_AtlE) атлантических вод в Евразийском суббассейне, речной сток (Riv) и площадь льда (Ice) в арктических морях.

Hup, = 0,005 - OW_ec(-1) - 23,163 - AMO(-12) - 6,593 - AD_xiiii(-1) -

- 1,685 - AOi-_ni(-1) + 35,923, (1)

Hup_E = 5,032 - NAO_{XI iii}(-1) -0,535 - Баренц -30,646 - Беринг(-5) +

+ 0,016 - Riv_KL(-3) + 6,596 - PNA_w(-1) + 26,437, (2)

Бир_А = 0,123 - AO_{XI iii}(-1) - 0,0005 - OW_lec(-1) - 1,397 - Беринг(-1) -

- 0,0001 - Riv_LE(-4) - 0,087 - AD_I-III(0) + 34,141, (3)

Sup_E = 0,019 - Баренц(-2) -0,0004 - Riv_KL(-6)+0,384 - AD_{VI viii}(-1) + 0,197 - AOi-_ni(-1) + 0,898 - TAtiE+33,097, (4)

где нижние регистры индексов указывают либо номера месяцев, за которые было произведено осреднение, либо первые буквы названий морей, по которым проводилось осреднение. Пример: OW_ec - площадь чистой воды в сентябре в Восточ - но-Сибирском и Чукотском морях. Цифры в скобках обозначают временной сдвиг предиктора в годах.

Статистическая значимость переменных правых частей уравнений (предикторов) была оценена коэффициентом p-level. Если значение p-level меньше 0,05 (т.е. 5%), то результаты достоверно отражают общую картину, а величины на уровне p < 0,01 обычно считаются статистически значимыми [34]. Коэффициенты p-level получились равными меньше 0,01. Таким образом, полученные уравнения (1) - (4) отражают общую картину статистической связи и являются статистически значимыми.

Рассчитанные по полученным уравнениям ряды толщины и солености перемешанного слоя имеют высокую корреляцию (г > 0,8) с фактическими рядами (рис. 8). Это дает основание считать вошедшие в уравнения предикторы главными факторами, вызывающими межгодовую изменчивость характеристик поверхностного слоя.

Отметим, что графики межгодовой изменчивости солености поверхностного слоя на рис. 8 близки к межгодовой изменчивости солености верхнего слоя в суббассейнах, которые приведены в статье [33], при том, что толщина поверхностного слоя меньше толщины верхнего слоя океана.

Слой галоклина. Для выявления внешних факторов, влияющих на характеристики слоя галоклина, были использованы данные 1950-1993 гг., по которым были составлены временные серии средних скользящих трехлетних значений. С помощью мульти-корреляционного анализа получены следующие статистические модели толщины Hhal_A, Hhal_E и солености слоя галоклина Shal_A, Shal_E для Амеразийского (индекс А) и Евразийского (индекс Е) бассейнов:



Годы Годы

Рис. 8. Фактические (черный) и рассчитанные по уравнениям регрессии (красный) временные ряды параметров перемешанного слоя для Амеразийского (а, в) и Евразийского (б, г) суббассейнов

Fig. 8. Actual (black) and calculated (red) time series of the mixed layer parameters for the Amerasian (а, в) and Eurasian (б, г) basins

Hup_A + 36,043 - Sup_A + 26,804 - Беринг(-5) -

- 3,269 - PDO(-2) -6,045 - AO_X__m(-1) - 1055,581, (5)

Hhal_E = -0,174 - H_AtlE + 1,132 - Баренц(-1) - 0,036 - Riv_KL(-5) -

- 67,964 - AMO(-7) + 14,84 - AD_VI__VIII(-1)+244,334, (6)

Shal_A = 0,969 - Sup_A + 2,024 - S_AtlA + 0,277 - Беринг(-5) - 68,972, (7)

Shal_E =0,726 - Sup_E + 2,467 - S_AtlE - 0,007 - Баренц(-2) - 76,402. (8)

Как видим, в уравнения входят толщины и соленость вышележащего поверхностного слоя и нижележащего слоя атлантических вод.

Для уравнений (5) - (8) коэффициенты p-level оказались равными соответственно: < 0,001; < 0,001; 0,001; 0,015. Это означает, что полученные уравнения отражают общую картину статистической связи и являются статистически значимыми.

По уравнениям (5) - (8) были вычислены межгодовые изменения характеристик галоклина, и на рис. 9 приведены расчетные и фактические графики толщины и солености галоклина. Графики демонстрируют тесную сопряженность, а рассчитанные по полученным уравнениям связи толщин и солености слоя галоклина Амеразийского и Евразийского суббассейнов с факторами правой части уравнений имеют высокую корреляцию: r(Hhal_A) = 0,74; r(Hhal_E) = 0,81; r(Shal_A) = 0,96; r(Shal_E) = 0,93.

Квадраты коэффициента корреляции r²(Hhal.) = 0,55; r²(Hhal») = 0,66; r²(Shal.) = 0,92; r²(Shal_E) = 0,86 отражают вклад предикторов в общую дисперсию многолетних колебаний характеристик слоев, равный в процентах соответственно: 55, 66, 92, 86%. Это дает основание считать вошедшие в уравнения предикторы главными факторами, вызывающими межгодовую изменчивость характеристик слоя галоклина.

галоктин океанологический арктический бассейн

Рис. 9. Фактические (черные) и рассчитанные по уравнениям регрессии (красные) временные ряды параметров слоя галоклина для Aмеразийского (а, в) и Евразийского (б, г) суббассейнов

Fig. 9. Actual (black) and calculated (red) time series of the halocline layer parameters for the Amerasian (а, в) and Eurasian (б, г) basins

Для оценки влияния каждого из факторов, вошедших в уравнения регрессии, на межгодовую изменчивость параметров поверхностного слоя и галоклина Арктического бассейна были рассчитаны их вклады в общую дисперсию анализируемых величин (см. табл. 1).

Суммарный вклад гидрологических факторов в изменчивость расчетных значений Н^_А составляет 50%, остальные 50% приходятся на атмосферные процессы.

Оценки вкладов переменных правой части уравнений регрессии в общую изменчивость параметров верхнего слоя СЛО

Estimates of the predictor contributions to the total variability of the Arctic Ocean upper layer parameters

№ п/п	Предиктор	Вклад, %	№ п/п	Предиктор	Вклад, %
	Толщина поверхностного	слоя		Толщина поверхностного слоя
в Амеразийском суббассейне, НирА.	в	Евразийском суббассейне, Hup
общий коэффициент корреляции r = 0,79;	общий коэффициент корреляции r = 0,91;
	r2 = 0,62			r2 = 0,83
1	OWEC(-1)	11	1	NAOxi-ni(-1)	26
2	AMO(-12)	39	2	PNAv(-1)	22
3	1 '	35	3	Баренц	18
4	aoi-iii(-1)	15	4	Беринг(-5)	16
-	-	-	5	R1Vkl(-3)	18
Соленость поверхностного слоя		Соленость поверхностного слоя
в Амеразийском суббассейне, SupA,	в	Евразийском суббассейне,	Sup
общий коэффициент корреляции r = 0,94;	общий коэффициент корреляции r = 0,74;
	r2 = 0,89			r2 = 0,55
1	aOxi-iii(-1)	21	1	aoi-iii(-1)	9
2	ADi-iii(0)	12	2	ADVI-VIII(-1)	39
3	Беринг(-1)	26	3	Баренц(-2)	1
4	RivLe(-4)	17	4	RivKl(-6)	22
5	OW, ec(-1)	25	5	LB	28
	Толщина слоя галоклина		Толщина слоя галоклина
в Амеразийском суббассейне, НИа1А.	в	Евразийском суббассейне, Hhal
общий коэффициент корреляции r = 0,74;	общий коэффициент корреляции r = 0,81;
	r2 = 0,55			r2 = 0,66
1	PDO(-2)	16	1	AMO(-7)	42
2	Беринг(-5)	14	2	Баренц(-1)	15
3	SuPa	36	3	H	11
4	HuPa	16	4	R1Vkl(-5)	21
5	AOxin(-1)	18	5	ADVI-VIII(-1)	12
	Соленость слоя галоклина		Соленость слоя галоклина
в Амеразийском суббассейне, 8йаіА,	в	Евразийском суббассейне, Shal
общий коэффициент корреляции r =0,96;	общий коэффициент корреляции r = 0,93;
	r2 = 0,92			r2 = 0,86
1	SuPa	76	1	SuPe	70
2	s	13	2	s	18
3	Беринг(-5)	11	3	Баренц(-2)	12

Для толщины поверхностного слоя Евразийского суббассейна влияние атмосферных и гидрологических факторов также практически равнозначно (48% и 52% соответственно). Примерно такое же соотношение вкладов характерно для солености поверхностного слоя в Евразийском суббассейне: 49% и 51% для атмосферных и гидрологических процессов соответственно. При этом на соленость перемешанного слоя в Амеразийском суббассейне наибольшее влияние оказывает изменчивость гидрологических факторов (68%). Близкие оценки вклада факторов были получены в [33] для солености верхнего слоя обоих суббассейнов.

Поскольку слой галоклина не испытывает прямого воздействия атмосферы, предполагалось, что влияние атмосферных процессов на изменчивость толщины и солености слоя галоклина будет минимальным. Полученные регрессионные уравнения отчасти подтверждают это предположение. Суммарный вклад атмосферных процессов, выражаемых через индексы атмосферной циркуляции, в дисперсию толщины галоклина в Амеразийском суббассейне составляет 34%. Для толщины галоклина в Евразийском суббассейне данная доля составляет 12%. В уравнения регрессии для солености галоклина атмосферные индексы не входят вовсе, следовательно, вся изменчивость определяется гидрологическими процессами (табл. 1).



Заключение

1. На более длительном ряде наблюдений с 1950 по 2013 г. впервые выполнено совместное исследование зимних характеристик поверхностного слоя и слоя галоклина в Арктическом бассейне. Установлены подобие полей толщин перемешанного слоя и галоклина, а также подобие полей средней солености этих слоев. Различие географического распределения толщин слоев и их средней солености может быть объяснено различием групп основных воздействующих факторов и механизмов, формирующих пространственную структуру характеристик слоев.

2. Выделено три климатических периода (1950-1969, 1970-1989, 1990-2013 гг.), характеризующихся различной конфигурацией полей аномалий толщины и солености перемешанного слоя и галоклина. Показано, что различия конфигурации полей указанных климатических периодов связаны не только с изменением режима атмосферной циркуляции, как отмечалось ранее [9], но также с колебаниями поступления речных вод и с процессами водообмена СЛО с соседними океанами.

3. Для средних толщин и солености перемешанного слоя и галоклина отдельно для Евразийского и Амеразийского суббассейнов получены уравнения линейной регрессии, связывающие параметры слоев с различными гидрометеорологическими индексами и характеристиками. На основе статистических моделей выполнены оценки влияния предикторов. Изменчивость параметров перемешанного слоя определяется в равной степени влиянием гидрологических и атмосферных факторов, за исключением солености Амеразийского суббассейна, где преобладает влияние гидрологических процессов. Изменчивость параметров слоя галоклина находится в основном под влиянием изменчивости гидрологических факторов.

4. Среди макромасштабных изменений выделяется аномальное распреснение верхнего перемешанного слоя Амеразийского суббассейна с 2005-2007 гг., не наблюдавшееся в таких масштабах за всю историю наблюдений с 1950-х гг. [18-19]. Полученные регрессионные уравнения указывают на то, что данное распреснение связано прежде всего с увеличением речного стока, усилением таяния льда и увеличением затока тихоокеанских вод через Берингов пролив [44].



Список литературы

1. Никифоров Е.Г, ШпайхерА.О. Закономерности формирования крупномасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледовитого океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 270 c.

2. Aagaard K., Coachman L.K., Carmack E. On the halocline of the Arctic Ocean // Deep Sea Research. Part A. Oceanographic Research Papers. 1981. V. 28 (6). P 529-545.

3. Aagaard K., Coachman L.K. Toward an ice-free Arctic Ocean // Eos, Transactions American Geophysical Union. 1975. V 56 (7). P 484-486.

4. Rudels B., Anderson L.G., Jones E.P. Formation and evolution of the surface mixed layer and halocline of the Arctic Ocean // Journal of Geophysical Research. 1996. V 101. P 8807-8821.

5. ЗахаровВ.Ф. Морские льды в климатической системе. СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. 213 с.

6. Nansen F. Oceanography of the North Polar Basin: The Norwegian North Polar Expedition 1893-1896. Scientific Results. Christiania: AW Brogger, 1902. 427 p.

7. ТрёшниковА.Ф. Поверхностные воды в Арктическом бассейне // Проблемы Арктики. 1959. №7. С. 5-12.

8. Morison J., Smith J.D. Seasonal variations in the upper Arctic Ocean as observed at T-3 // Geophysical Research Letters. 1981. V. 8 (7). P 753-756.

9. Гарманов А.Л., Колтышев А.Е., Никифоров Е.Г, Тимохов Л.А., Морисон Дж. Верхний перемешанный слой в Арктическом бассейне // Труды ААНИИ. 2008. Т 448. С. 149.

10. Peralta-FerrizС., WoodgateR.A. Seasonal and interannual variability ofpan-Arctic surface mixed layer properties from 1979 to 2012 from hydrographic data, and the dominance of stratification for multiyear mixed layer depth shoaling // Progress in Oceanography. 2015. V. 134. P 19-53.

11. НикифоровЕ.Г. Стеродинамическая система Северного Ледовитого океана. СПб.: ААНИИ, 2006. 174 с.

12. Fer I. Weak Vertical Diffusion Allows Maintenance of Cold Halocline in the Central Arctic // Atmospheric and Oceanic Science Letters. 2009. V. 2 (3). P 148-152. doi: 10.1080/16742834.2009. 11446789 2009.

13. Фролов И.Е., Гудкович З.М., В.П. Карклин, Ковалев Е.Г., Смоляницкий В.М. Научные исследования в Арктике. Т 2. Климатические изменения ледяного покрова Евразийского шельфа. СПб.: Наука, 2007. 135 с.

14. Stroeve J., HollandM.M., Meier W., Scambos T., Serreze M. Arctic sea ice decline: Faster than forecast // Geophysical Research Letters. 2007. V. 34. L09501. doi:10.1029/2007GL029703.

15. KwokR., RothrockD.A. Decline in Arctic sea ice thickness from submarine and ICESat records: 1958-2008 // Geophysical Research Letters. 2009. №36 (15). L15501.

16. Macdonald R.W., Harner T., Fyfe J. Recent climate change in the Arctic and its impact on contaminant pathways and interpretation of temporal trend data // Sci. Total Environ. 2005. V. 342 (1-3). P 5-86. doi: 10.1016/j.scitotenv.2004.12.059.

17. ФроловИ.Е., АшикИ.М., КассенсХ., ПоляковИ.В., Прошутинский А.Ю, СоколовВ.Т., Тимохов Л.А. Аномальные изменения термохалинной структуры Северного Ледовитого океана // Доклады Академии наук. 2009. Т 429. №5. С. 688-690.

18. Тимохов Л.А., Ашик И.М., Карпий В.Ю., Кассенс Х., Кириллов С.А., Поляков И.В., Соколов В.Т., Фролов И.Е., Чернявская Е.А. Экстремальные изменения температуры и солености воды арктического поверхностного слоя в 2007-2009 гг. Океанография и морской лед. Вклад России в МПГ 2007/08. М.; СПб.: Паулсен, 2011. С. 118-137.

19. Timokhov L., AshikI., Dmitrenko I., Hoelemann J., Kassens H., Kirillov S., Polyakov I., Sokolov V. Extreme changes of the Arctic Ocean during and after IPY 2007/2008 // Polarforschug. 2011. V. 81 (2). P 85-102.

20. SteeleM., Boyd T. Retreat of the cold halocline layer in the Arctic Ocean // Journal of Geophysical Research: Oceans. 1998. V. 103 (C5). P. 10419-10435.

21. Polyakov I.V, Timokhov L.A., Alexeev V.A., Bacon S., Dmitrenko I.A., Fortier L., Frolov I.E., Gascard J.-C., HansenE., Ivanov VV, Laxon S., Mauritzen C., PerovichD., ShimadaK., SimmonsH.L., Sokolov VT., Steele M., Toole J. Arctic Ocean warming reduces polar ice cap // Journal of Physical Oceanography. 2010. V 40. P. 2743-2756. doi: 10.1175/2010JPO4339.1.

22. Polyakov I.V, Rippeth T.P., Fer I., Alkire M.B., Baumann T.M., Carmack E.C., Padman L. Weakening of cold halocline layer exposes sea ice to oceanic heat in the eastern Arctic Ocean // Journal of Climate. 2020. V 33 (18). P. 8107-8123. doi: 10.1175/JCLI-D-19-0976.1.

23. Лебедев Н.В., Карпий В.Ю., Покровский О.М., Соколов В.Т., Тимохов Л.А. Специализированная база данных по температуре и солености вод Арктического бассейна и окраинных арктических морей в зимний период // Труды ААНИИ. 2008. Т 448. С. 5-17.

24. Menemenlis D., Campin J-M., Heimbach P., Hill C., Lee T., Nguyen A., SchodlokM., Zhang H. ECCO2: High Resolution Global Ocean and Sea Ice Data Synthesis // AGU Fall Meeting Abstracts. 2008. V 31. P 13-21.

25. Покровский О.М., Тимохов Л.А. Реконструкция зимних полей температуры и солености Северного Ледовитого океана // Океанология. 2002. Т 42. №6. С. 822-830.

26. Лебедев Н.В., Тимохов Л.А., Нитишинский М.А. Параметрическая модель вертикальных профилей (оценки толщины верхнего перемешанного слоя по данным наблюдений на стандартных горизонтах) // Труды ААНИИ. 2008. Т. 448. С. 242-247.

27. ЧернявскаяЕ.А., ТимоховЛ.А., НикифоровЕ.Г Характеристики поверхностного слоя и подстилающего его галоклина Арктического бассейна в зимний период (по данным 1973-1979 гг.) // Проблемы Арктики и Антарктики. 2013. №1 (95). С. 5-17.

28. Janout M., Aksenov Y., Holemann J., Rabe B., Schauer U., Polyakov I., Bacon S., Coward A., Karcher M., Lenn Y.D., Kassens H., Timokhov L. Kara Sea freshwater transport through Vilkitsky Strait: Variability.forcing. and further pathways toward the western Arctic Ocean from a model and observation // Journal of Geophysical Research: Oceans. 2015 V. 120 (7). P. 4925-4944. doi:10.1002/2014JC010635.

29. Timokhov L.A., Tanis F. Environmental Working Group Joint U.S.-Russian Atlas of the Arctic Ocean // National Snow and Ice Data Center. 1997. http://dx.doi.org/10.7265/N5H12ZX4.

30. КарсаковА.Л. Океанографические исследования на разрезе «Кольский меридиан» в Баренцевом море за период 1900-2008 гг. Мурманск: ПИНРО, 2009. 139 с.

31. RoachA.T., AagaardK., Pease C.H., SaloS.A., Weigartner T., Pavlov V.K., KulakovM. Yu. Direct measurements of transport and properties through the Bering Strait // Journal of Geophysical Research. 1995. V 100 (C9). P 18443-1845.

32. Woodgate R.A., Aagaard K., Weingartner T. Monthly temperature, salinity, and transport variability of the Bering Strait throughflow // Geophysical Research Letters. 2005. V. 32 (4). L04601. doi:10.1029/2004GL021880.

33. Тимохов Л.А., Фролов И.Е., Кассенс Х., Карпий В.Ю., Лебедев Н.В., Малиновский С.Ю., Поляков И.В., Хелеманн Е. Изменения термохалинных характеристик трансполярной системы Северного Ледовитого океана // Проблемы Арктики и Антарктики. 2016. №2 (108). С. 34-49.

34. Hill T., Lewicki P. Statistics: Methods and Applications. Tulsa, OK: StatSoft, 2007. 832 p.

...