На основе анализа массива CTD измерений, выполненных в период проведения Международного Полярного Года (МПГ) 2007–2009 гг., получены оценки интенсивности интрузионного расслоения на боковой границе вод атлантического происхождения в Северном Ледовитом океане (СЛО). Предложены два критерия, определяющие масштаб и количество тонкоструктурных аномалий интрузионного происхождения в вертикальных профилях температуры и солености. Определены основные черты пространственного распределения предложенных критериев в период с 2007 по 2009 гг. и их аномалии по отношению к предшествующему периоду. Установлено, что интенсивность развития термохалинных интрузий на боковых границах струи атлантических вод тесно связана с обострением горизонтальных градиентов термохалинных характеристик на боковой границе ядра атлантических вод. На акватории СЛО выявлены три зоны чередующихся положительных и отрицательных аномалий рассматриваемых критериев, ассоциированных с общими тенденциями периодического изменения термического состояния глубинных атлантических вод.
Интрузионное расслоение или вклинивание водных масс друг в друга на уровне равной (или примерно равной) плотности (Федоров, 1983) является неотъемлемой частью процессов, протекающих в районах океанических фронтов (Horne, 1978; Armi et al., 1989). При этом под интрузионным расслоением понимается не отдельно взятая интрузия, а система чередующихся интрузионных слоев, образующихся на фронтальных границах раздела. С точки зрения вертикальной термохалинной структуры, интрузии проявляются, как правило, в виде серий однородных или квазиоднородных слоев размерами до нескольких десятков метров, разделенных высокоградиентными прослойками меньшей толщины (Stern and Turner, 1969). Из-за этого в литературе достаточно часто такую структуру называют ступенчатой (или step-like structure в иностранной литературе). Но если в общем случае в качестве основных факторов, влияющих на формирование подобной структуры, выделяют эффекты, связанные с кинематическим эффектом внутренних волн, процессами вертикального турбулентного обмена (за счет сдвиговой неустойчивости течений) или свободной конвекции, то в случае интрузионного расслоения основными образующими механизмами ступенчатой структуры принято считать изопикническую адвекцию и дифференциально-диффузионную конвекцию (в иностранной литературе известной под названием двойная диффузия – double-diffusion) на границах вертикального фронтального раздела. На рис. 1 приводится схематичное представление процесса интрузионного расслоения на границе фронтального раздела с формированием системы чередующихся теплых соленых и относительно холодных пресных слоев, между которыми возникают однонаправленные вертикальные градиенты температуры и солености. В области однонаправленных градиентов возникает вертикальный обмен по типу солевых пальцев и послойной конвекции, приводящий к неравномерному перераспределению тепла, соли и, как следствие, плавучести между отдельными интрузиями. Вертикальная дивергенция потока плавучести, в свою очередь, создает горизонтальные градиенты давления, приводящие к возникновению компенсационных движений жидкости (Stern, 1967). Иными словами, кинетическая энергия интрузионных движений возникает за счет высвобождения части потенциальной энергии заключенной в неустойчивом вертикальном распределении одного из параметров состояния (температура или соленость).
Рис. 1. Схема процесса интрузионного расслоения на границе фронтального раздела между относительно теплой и соленой водной массой и холодной и пресной. Справа показана схема кроссфронтальных движений внутри интрузионных прослоек
К настоящему времени накоплен обширный ряд материалов как лабораторных, так и натурных исследований, подтверждающих представленную схему. В частности, можно сослаться на серии великолепных лабораторных экспериментов, в которых удалось зафиксировать процесс интрузионного расслоения при помощи фотосъемки (Ruddick et al., 1979; Holyer et al., 1987).
В Арктическом бассейне (АБ) изучение процессов интрузионного расслоения началось с работы Перкина и Льюиса (Perkin and Lewis, 1984) которые описали результаты высокодискретных наблюдений, полученных в рамках эксперимента EUBEX в 1981 г. к северу от Шпицбергена. После этого интрузионные структуры неоднократно фиксировались на всей акватории АБ, что позволяет считать их неотъемлемым элементом гидрологической структуры северной полярной области и подтверждает предположение об их привязанности к фронтальным зонам, существующим как между различными ветвями вод атлантического происхождения (рис. 2), так и между атлантическими водами (АВ) и более плотными водами шельфовой зоны (Quadfasel, 1993; Futterer, 1994).
Рис. 2. Интегральная схема циркуляции атлантических вод в СЛО (Rudels et al., 1994)
Очевидно, что распознавание интрузий как элемента тонкой вертикальной структуры возможно только на основании высокодискретных вертикальных измерений температуры и солености. В связи с этим, для анализа использовались только те материалы, которые были получены при помощи зондирующих устройств. В период МПГ в глубоководной части Арктического Бассейна было выполнено большое количество CTD наблюдений. Подавляющая часть измерений в центральных областях СЛО была выполнена при помощи автономных буев ITP (Ice-Tethered Profiler), оснащенных профилографами с помощью которых обеспечивалось непрерывное поступление информации о термохалинной структуре верхнего 760 метрового слоя вод. При этом большая часть ITP-буев была задействована в Канадском секторе АБ к востоку от хребта Ломоносова. Кроме непрерывной информации с профилографов, круглогодичное поступление информации о вертикальной термохалинной структуре АБ обеспечивалось с дрейфующих российских станций Северный Полюс 35 (СП-35) и Северный Полюс 36 (СП-36). Комбинация автономных измерительных комплексов, дрейфующих станций и морских сезонных экспедиций позволила получить за период с 2007 по 2009 гг. более чем 19 тысяч вертикальных профилей температуры и солености, из которых порядка 16 тысяч было выполнено на глубинах, превышающих 500 метров. Для анализа текущих изменений параметров тонкой вертикальной структуры был также подготовлен массив исторических CTD наблюдений, выполненных в глубоководной части СЛО до 2007 г., общее число станций в котором составляет около 8 тысяч. В центральной части Арктического бассейна систематические измерения при помощи зондирующих устройств на относительно регулярной основе начались с XBT-измерений на ледоколе «Россия» в 1990 году (Quadfasel et al., 1993), хотя в отдельных периферийных районах (примыкающих к проливу Фрама и в море Бофорта) такого рода измерения выполнялись и ранее.
В качестве показателей, определяющих интенсивность и повторяемость элементов тонкой вертикальной структуры на отдельно взятых вертикальных профилях температуры и солености, были предложены два критерия, позволяющие определить амплитуду флуктуаций температуры и солености, а также степень изрезанности профилей мелкомасштабными неоднородностями в слое фиксированной толщины, и их изменчивости в пространстве. В качестве первого критерия выступала величина стандартного отклонения аномалий термохалинных характеристик, рассчитанных как разница между исходными значениями с шагом 0,5 метра по вертикали и значениями температуры или солености, полученными при помощи сглаживания скользящим средним. Были использованы различные варианты выбора вертикального диапазона (окна) сглаживания, которые, в целом, давали качественно схожие результаты пространственного распределения значения первого критерия, отличаясь лишь по величине (меньшей толщине окна сглаживания соответствуют меньшие значения стандартного отклонения и наоборот). Учитывая, что характерный вертикальный масштаб наиболее значительных интрузий в центральной части ядра атлантических вод составляет порядка 30–50 метров (Кириллов, 2007), в качестве окончательного варианта нами был выбран 40-метровый интервал осреднения. Тем самым обеспечивается наиболее точный расчет величин аномалий интрузионного происхождения на вертикальных профилях температуры и солености в центральной части ядра.
В качестве второго критерия использовалось количество слоев, характеризующихся сменой знака аномалии температуры или солености, которые превышали по своему абсолютному максимальному значению аномалии некоторый выбранный уровень. Для температуры в качестве последнего было принято значение 0,05°С, а для солености – 0,01 ‰.
Оба критерия рассчитывались в пределах 350 метрового слоя, начинающегося от верхней границы слоя АВ, традиционно определяемой по положению изотермы 0 °С. Такой подход гарантировал попадание ядра атлантических вод в расчетный диапазон глубин. Выбор же фиксированного интервала по глубине был обоснован необходимостью сопоставления результатов расчета, выполненного для разных частей СЛО.
Неоспоримым свидетельством интрузионной природы тонкой вертикальной структуры является высокая пространственная когерентность наблюдаемых неоднородностей в вертикальном распределении температуры и солености вдоль изопикнических поверхностей. Выборочный анализ материалов наблюдений подтверждает высокую степень когерентности как в пространстве, так и во времени на отдельных изопикнических поверхностях (рис. 3). Тем не менее, общие закономерности интрузионного расслоения выражены достаточно отчетливо и на кривых можно отметить до нескольких зигзагообразных элементов (Carmack et al, 1997), имеющих интрузионное происхождение. Как показали более ранние исследования, время существования квазиизопикнических вертикальных неоднородностей может составлять до нескольких лет (Кириллов, 2007). Однако, при обработке большого количества информации, полученной в различные интервалы времени и на больших пространственных масштабах, выполнение подробного анализа изопикничности наблюдаемых неоднородностей (и, следовательно, их интрузионной природы) представляет собой определенную сложность, заключающуюся в невозможности проверить сопряженность в поле плотности отдельных тонкоструктурных неоднородностей на соседних океанографических станциях. Поэтому в качестве основного предположения был принят тезис о том, что все тонкоструктурные неоднородности в профилях температуры и солености в ядре АВ имеют интрузионное происхождения. Несмотря на кажущуюся спорность такого утверждения, опыт предыдущих исследований позволяет говорить о возможности подобной трактовки природы наблюдаемых структурных неоднородностей в поле термохалинных характеристик (Кириллов, 2007). В пользу этого говорит и то обстоятельство, что наиболее значительные интрузионные аномалии вертикального распределения по глубине приурочены к зоне ядра АВ и имеют высокую степень пространственной когерентности, прослеживаемой на расстоянии до тысячи и более километров (Carmack et al., 1997).
Рис. 3. TS-кривая, полученная в результате изопикнического осреднения всех CTD наблюдений, выполненных в 2007–2009 гг. к северу от Земли Франца-Иосифа в радиусе 250 км от точки с координатами 45° в.д., 85° с.ш. (сплошная линия), и TS-кривая, построенная для этого же района по данным CTD наблюдений, выполненных до 2003 г. (пунктирная линия)
На рис. 4 и 5 приведены результаты расчетов двух предложенных критериев для температуры и солености для станций, выполненных в период МПГ, и их сравнение с предшествующим периодом. На картах горизонтального распределения обоих предложенных критериев за период 2007–2009 гг. можно отметить ряд особенностей, к числу которых можно отнести присутствие многочисленных интенсивных интрузий в слое АВ вблизи континентального склона Евразийского суббасейна. При этом наибольшая интенсивность тонкоструктурных неоднородностей наблюдается в двух областях. Первая из них находится в районе пролива Фрама, где теплое и соленое североатлантическое течение в восточной части пролива контактирует с холодным и более пресным восточно-гренландским противотечением в западной части, образуя зону резкого фронтального раздела. В этом районе характерные значения рассчитанных аномалий температуры составляют 0,05°С и выше, что в несколько раз превышает значения аномалий в центральной части СЛО (рис. 4, а). Значения аномалий солености достигают в районе пролива Фрама значений более 0,01 ‰, что также существенно выше характерных величин аномалии в центральных частях бассейна (рис. 5, а). Одновременно с этим общее количество слоев с высокими значениями наблюдаемых аномалий в указанном районе составляет порядка 6–8 слоев, что также несколько выше, чем в среднем по бассейну (рис. 4, б, рис. 5, б).
Вторая область с высокой интенсивностью тонкоструктурных неоднородностей начинается северней Карского моря и тянется на восток вдоль котловины Нансена. Наблюдаемые величины аномалий тонкоструктурных неоднородностей по температуре составляют здесь порядка 0,08–0,10°С, а по солености около 0,01 (рис. 4, а, рис. 5, а). Общее же количество слоев с высокими значениями аномалий достигает 10–14 (рис. 4, б, рис. 5, б).
Оба указанных района расположены в Евразийском суббассейне СЛО. При продвижении на восток в направлении Амеразийского суббассейна происходит постепенное уменьшение аномалий температуры и солености в элементах тонкой структуры и, как следствие, уменьшение общего числа значительных аномалий (рис. 4 и рис. 5). При этом на фоне общего уменьшения в центральной части СЛО отчетливо выделяется протяженная зона с повышенными значениями обоих критериев. Имеющая меридиональную направленность эта зона начинается в районе северной части моря Лаптевых и тянется вдоль западного склона хребта Ломоносова (рис. 4, а, б; рис. 5, а, б).
Рис. 4. Карта горизонтального распределения (а) стандартного отклонения аномалий температуры воды в слое атлантических вод (×10–2 °С), (б) – количество аномалий температуры, превосходящих по абсолютному значению величину 0,05 °С на вертикальных CTD профилях выполненных в 2007–2009 гг., а также (в, г) разницы указанных величин с полученными по результатам CTD наблюдений до 2003 г. Серой заливкой отмечены зоны с отрицательными значениями разницы. Серыми точками отмечено положение CTD станций, выполненных в 2007–2009 гг. Области с глубинами менее 500 метров забланкованы
Рис. 5. Карта горизонтального распределения (а) стандартного отклонения аномалий солености воды в слое атлантических вод (×10–2 ‰), (б) – количество аномалий солености, превосходящих по абсолютному значению величину 0,01 ‰ на вертикальных CTD профилях выполненных в 2007–2009 гг., а также (в, г) разницы указанных величин с полученными по результатам CTD наблюдений до 2003 г. Серой заливкой отмечены зоны с отрицательными значениями разницы. Области с глубинами менее 500 метров забланкованы
Для оценки возможных изменений характеристик тонкой термохалинной структуры в последние годы были построены карты пространственного распределения разницы значений предложенных критериев, рассчитанных по CTD наблюдениям, выполненным в 2007–2009 гг. и до 2003 г. (рис. 4 в, г; рис. 5 в, г) Таким образом, мы исключили из анализа материалы наблюдений во время переходного периода с 2003 по 2006 гг., которому соответствует начало последнего потепления АВ в Арктическом бассейне (Polyakov et al., 2005; Polyakov et al., 2010).
Можно отметить, что пространственные распределения рассчитанных разностей обоих критериев для различных периодов имеют ряд общих особенностей. Эти особенности проявляются в наличии на акватории СЛО трех районов, в каждом из которых наблюдается относительная однородность по знаку вычисленной разницы. К первому району, в котором наблюдается увеличение значений обоих критериев и для температуры и для солености в 2007–2009 гг., можно отнести глубоководную котловину Нансена и район пролива Фрама (рис. 4 и рис. 5). Это означает, что в указанных районах произошло увеличение интенсивности тонкой структуры интрузионного происхождения: значения стандартного отклонения аномалий температуры и солености выросли на величину до 0,02–0,03 °С и 0,004–0,005 ‰ соответственно. Второй район, географически приуроченный к глубоководной котловине Амундсена и части Амеразийского суббассейна, прилегающей к хр. Ломоносова, характеризуется преобладанием отрицательной разницы значений критериев для двух рассмотренных периодов. При этом абсолютная величина разницы, в среднем, несколько меньше по сравнению с первым районом, и достигает 0,01–0,02 °С по температуре и 0,002–0,003 ‰ по солености. Третий район, в котором наблюдается однородное поле с положительными значениями разницы рассчитанных критериев, расположен в восточной части Амеразийского себбассейна и вытянут от моря Бофорта вдоль островов Канадского Арктического архипелага (рис. 4 и рис. 5). В этом районе характерные средние значения разницы становятся еще меньше и составляют порядка 0,01 °С по температуре и 0,002 ‰ по солености.
При этом отдельные наблюдаемые неоднородности в пространственном распределении разницы двух критериев, которые не вписываются в схематичное разбиение на три однородных по знаку района, могут быть связаны с недостаточным покрытием акватории исходными данными. В первую очередь это касается данных исторических CTD наблюдений, полученных до 2003 г. Вместе с тем, учитывая сложный характер процессов, оказывающих влияние на формирование и развитие тонкой структуры (в том числе интрузионной), можно допустить, что в отдельных районах в период выполнения океанографических съемок действительно наблюдаются характеристики тонкой структуры, не вписывающиеся в общую тенденцию. В частности можно отметить аномально высокие значения стандартных отклонений, полученных у островов Северной Земли в 1995 г., которые обусловили появление значительной отрицательной аномалии в поле разницы стандартных отклонений тонкоструктурных аномалий температуры (рис. 5, в).
Анализ материалов наблюдений, выполненных в 2007–2009 гг., показал присутствие зон повышенной интенсивности тонкоструктурных аномалий на вертикальных профилях температуры и солености в районах, прилегающих к материковому склону Евразийского суббассейна. Такая географическая привязка находится в соответствии как минимум с двумя гипотезами о предполагаемом месте формирования интрузионного расслоения в Арктическом бассейне. Так, в работе (Rudels, 1989) предполагается, что образование холодных плотных вод на севере Баренцева моря и их дальнейшее скатывание по континентальному склону приводит к обострению горизонтальных градиентов и, как следствие, к возникновению интрузий. Однако в более поздней работе (Anderson, 1994) было высказано предположение, что интрузионные инверсии температуры и солености формируются в результате взаимодействия баренцевоморской и шпицбергенской ветвей норвежского течения в районе глубоководных желобов на севере Карского моря. Фактически, обе высказанные гипотезы хорошо вписываются в общую картину повышенной интенсивности тонкоструктурного расслоения в котловине Нансена, что не позволяет сделать однозначный вывод о природе процессов, ответственных за формирование термохалинных интрузий, и местах их возникновения.
Исследование особенностей тонкой вертикальной структуры и ее пространственно-временной изменчивости происходит на фоне изменения общего термического состояния атлантических вод в АБ. Так, в статье (Тимохов и др., настоящий сборник) указывается, что в течение последних нескольких лет на всей акватории Арктического бассейна отмечаются положительные аномалии максимальных температур в слое АВ по сравнению с климатическими значениями, полученными по летним историческим данным до 1990 г. (Joint U.S.– Russian Atlas of the Arctic Ocean). Кроме этого происходит смещение к поверхности как самого ядра АВ, так и их верхней границы, условно определяемой по положению изотермы 0 °С, на величину от 40 до 120 метров. Однако сравнение результатов наблюдений, выполненных в 2007–2009 гг., с CTD наблюдениями, выполненными в 1990-х гг. и до 2003 г. (до начала новой фазы потепления АВ, Polyakov et al., 2005), показало ряд особенностей, которые не были выявлены при анализе вертикальной термохалинной структуры. В результате сравнения было определено, что отмеченное потепление слоя АВ и его смещение к поверхности проявляется не во всех районах СЛО. В частности на рис. 6 можно отметить существование протяженных зон, в которых в течение последних лет произошло уменьшение максимальных температур, достигающее 0,3 °С. Одновременно с этим в этих же районах наблюдается заглубление ядра атлантических вод на расстояние до 90–100 метров. Географически такие районы привязаны к глубоководному бассейну Амундсена, котловине Подводников и южной части хр. Менделеева. Вместе с тем, тенденции к дальнейшему увеличению температуры ядра АВ и его перемещение ближе к поверхности продолжает наблюдаться в котловине Нансена и на большей части Амеразийского суббасейна. Величина положительных аномалий температур при этом достигает порядка 0,3–0,4 °С (в отдельных районах до 1 °С), а вертикальное смещение глубины ядра – до 30–60 метров в бассейне Нансена и до 90–120 метров в районе Канадской котловины. По всей видимости, такое отчетливое деление акватории СЛО по тенденциям изменения термического состояния глубинных атлантических вод в течение нескольких лет связано с существующей периодичностью проникновения тепловых волн, переносимых Североатлантическим течением в Арктический бассейн (Polyakov, 2010). Заток относительно более теплых вод через пролив Фрама, имевший место в 2005–2007 гг. способствовал формированию наблюдаемой аномалии в бассейне Нансена в 2007–2009 гг., тогда как положительная аномалия в Канадском секторе в этот период, похоже, связана с более ранней и менее интенсивной волной затока теплых вод в конце 1990-х – начале 2000-х.
Рис. 6. Карта горизонтального распределения глубины максимальной температуры атлантических вод (а), значений температуры в ядре атлантических вод по результатам CTD наблюдений, выполненных в 2007–2009 гг. (б), а также разницы указанных величин с полученными по результатам CTD наблюдений до 2003 г. (в, г). Серой заливкой отмечены зоны с отрицательными значениями разницы
В целом, пространственное распределение различий предложенных критериев для двух различных периодов (рис. 4 и рис. 5) имеет схожие черты с распределением аномалий температуры и глубины положения ядра АВ (рис. 6 в, г). Можно отметить, что в районах, в которых в течение последних трех лет наблюдались повышенные значения температур в ядре АВ и его более близкое расположение к поверхности, интенсивность тонкоструктурных аномалий также демонстрирует положительную динамику. К таким районам относится котловина Нансена и большая часть Канадской котловины, примыкающей к островам Канадского архипелага. В то же время районы, в которых прослеживается общее похолодание и заглубление слоя АВ, в большей степени характеризуются ослаблением интенсивности элементов тонкой структуры и сокращением количества больших по абсолютному значению элементов. Преимущественно такие тенденции наблюдаются в центральных областях СЛО и в районе котловины Подводников.
Подводя итог, можно сделать вывод о том, что интенсивность развития термохалинных интрузий на боковых границах струи атлантических вод тесно связана с ее термохалинными характеристиками. Можно предположить, что рост температуры и солености приводит к обострению горизонтальных градиентов на боковой границе ядра АВ, что в свою очередь вызывает усиление горизонтальных градиентов давления и компенсационных движений жидкости в условиях вертикальной дивергенции потока плавучести, вызванной двойной диффузией (Штерн, 1967). В рамках предложенной гипотезы можно сделать вывод о том, что интрузионное расслоение является механизмом обратной связи и способствует усилению отдачи тепла и соли на боковой границе АВ в случае увеличения их температуры и солености. Дальнейшая потеря тепла и соли в интрузионных прослойках, радиально распространяющихся от струи АВ, по всей видимости, имеет место в районах выхода интрузий в шельфовые районы СЛО. Это происходит вследствие разрушения системы регулярных интрузионных прослоек за счет интенсификации процессов вертикального обмена над континентальным склоном. Свидетельства усиленного обмена над топографическими неоднородностями морского дна в Арктике изложены в работах (D’Asaro, 1992; Rainville, 2008; Lenn, 2009). В частности, в работе (Dmitrenko, 2010) приводятся доказательства интенсивной трансформации термохалинных свойств водной толщи над континентальным склоном моря Лаптевых. Тем не менее, несмотря на полученные результаты, вопрос о трансформации интрузионных структур над континентальным склоном и связанными с этим потерями тепла и соли продолжает оставаться открытым.
Статья подготовлена с использованием данных, полученных на основе приборной базы НЭС «Академик Федоров», усовершенствованной в рамках темы «Развитие приборной базы и проведение исследований в полярных областях Мирового океана с использованием уникальной установки научно-экспедиционное судно „Академик Федоров“ (УСУ НЭС „Академик Федоров“)».
Кириллов С.А. Термохалинные интрузии в северной части моря Лаптевых и их вклад в процессы вертикального тепло– и солеобмена: автореферат на соискание ученой степени кандидата географических наук. С.-Петербург, 2007, 24 с.
Федоров К.Н. Физическая природа и структура океанических фронтов. Л.: Гидрометеоиздат, 1983, 296 с.
Anderson L.G., Bjork G., Holby O., Jones E.P., Kattner G., Koltermann K.P., Liljeblad B., Lindegren R., Rudels B., Swift J. Water masses and circulation in the Eurasian Basin: results from the Oden 91 expedition//Journal of Geophysical Research, 1994, Vol. 99, P. 3273–3283
Armi L., Hebert D., Oakey N., Price J., Richardson P.L., Rossby T., Ruddick B. Two years in the life of a Mediterranean salt lens //Journal of Physical Oceanography, 1989, Vol. 19, P. 354–370.
Carmack E., Aagaard K., Swift J., MacDonald R., McLaughlin F., Jones E., Perkin R., Smith J., Ellis K., Killius L. Changes in temperature and tracer distributions within the Arctic Ocean // Deep-Sea Research, 1997, Vol. 44, P. 1487–1502.
D’Asaro E.A., Morison J.H. Internal waves and mixing in the Arctic Ocean // Deep-Sea Research, 1992, Vol. 39, P. 459–484.
Dmitrenko I., Ivanov V., Kirillov S., Vinogradova E., Woodgate R., Torres-Valdes S.The Atlantic derived halocline waters over the Siberian continental margin. (in preparation)
Joint U.S.-Russian Atlas of the Arctic Ocean, Oceanography Atlas for the Summer Period / Ed. by F. Tanis, L. Timokhov. Environmental Working Group, University of Colorado, Boulder, CD-ROM, 1998.
Holyer J.Y., Jones T.J., Priestly M.G., Williams N.J. The effect of vertical temperature and salinity gradients on double-diffusive interleaving // Deep-Sea Research, 1987, Vol. 34, P. 517–530.
Horne E.P. Interleaving at the subsurface front in the slope water off Nova Scotia // Journal of Geophysical Research, 1978, Vol. 83, P. 3659–3671.
Lenn, Y. D., et al., Vertical mixing at intermediate depths in the Arctic boundary current // Geophys. Res. Lett., 2009, 36, L05601, doi:10.1029/2008GL036792.
Perkin R.G., Lewis E.L. Mixing in the West Spitsbergen Current // Journal of Physical Oceanography, 1984, Vol. 14, P. 1315–1325.
Polyakov, I., et al. One more step toward a warmer Arctic // Geophys. Res. Lett., 2005, 32(17), L17605, doi:10.1029/2005GL023740.
Polyakov I., Alexeev V., Ashik I., Bacon S., Beszczynska-Moller A., Dmitrenko I., Fortier L., Gascard J., Hansen E., Holemann J., Ivanov V., Kikuchi T., Kirillov S., Lenn Y., Piechura J., Repina I., Timokhav L., Walczowski W., Woodgate R. NOWCAST: Fate of early-2000’s Arctic warm water pulse. The paper has been submitted to Bulletin of the American Meteorological Society in 2010.
Quadfasel D., Sy A., Rudels B. A ship of opportunity section to the North Pole: upper ocean temperature observations // Deep-Sea Research, 1993, Vol.40, P. 777–789.
Rainville, L, and P. Winso: Mixing across the Arctic Ocean: Microstructure observations during the Beringia 2005 Expedition //Geophys. Res. Lett., 2008, 35, L08606, doi:10.1029/2008GL033532
Rudels B. Mixing processes in the northern Barents Sea. // Rapp. P. Cons.Int. Explor. Mer, 1989, Vol. 188, P. 36–48.
Stern M.E. Lateral mixing of water masses // Deep-Sea Research, 1967, Vol. 14, P. 747–753.
Stern M.E., Turner J.S. Salt fingers and convecting layers // Deep-Sea Research., 1969, Vol. 16, P. 497–511.
Ruddick B.R., Turner J.S. The vertical length scale of double-diffusive intrusions // Deep-Sea Research, 1979, Vol. 26A, P. 903–913.
Rudels B., Jones E.P., Anderson L.G., Kattner G. On the intermediate depth waters of the Arctic Ocean // Johannssen O.M., Muench R.D., Overland J.E. (Eds.) Polar Oceans and their role in shaping the global environment. Geophysical Monograph Series, 1994, P. 33–46.
The expedition ARCTIC ’93 Leg ARK-IX/4 of RV Polarstern 1993 // Fütterer D.K. Berichte zur Polarforschung, 1994, Vol. 149, 250 p.
Аbstract
CTD measurements carried out during IPY 2007–2009 period were analyzed to study the frontal interleaving in the Arctic Basin. Two criteria were used to describe the intensity and amount of thermohaline intrusions. The anomalies of these criteria closely link to the anomalies in thermal state of Atlantic Waters in the Arctic and, hence, enhancing or weakening horizontal gradients of temperature across the circumpolar boundary current. Three alternating positive and negative anomaly zones are suggested to be resulted from pulse-like structure of Atlantic Water inflow to the Arctic Basin.