Изменчивость теплообмена северной внетропической части Тихого океана с атмосферой

Вестник ДВО РАН. 2010. № 1
УДК 551.46 (265)
В.И.ПОНОМАРЕВ, В.А.ПЕТРОВА, А.Н.МАНЬКО
Изменчивость теплообмена
северной внетропической части
Тихого океана с атмосферой
По временным рядам метеорологического NCEP NCAR (National Center for Environmental Prediction;
National Center for Atmospheric Research) реанализа за 1948–2002 гг. среднего месячного потока тепла от
поверхности в нижележащие слои океана и в обратном направлении и в атмосферу исследуются особенности пространственно-временной изменчивости теплообмена в северной внетропической части Тихого
океана (к северу от 25° с.ш.). Показаны различия как климатических трендов годового и сезонных потоков
тепла в океан, так и доминирующих колебаний этих потоков.
Ключевые слова: внетропическая северная часть Тихого океана, тепловой баланс поверхности океана, поток тепла, NCEP NCAR реанализ, временные ряды, внутригодовые климатические колебания, тенденции.
Variability of heat exchange between ocean and atmosphere in the extratropic North Pacific. V.I.PONOMAREV,
V.A.PETROVA (V.I.Il’ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok), A.N.MANKO (Far Eastern
Regional Hydrometeorological Research Institute, Vladivostok).
Features of multiple scale spatial and temporal variability of the heat exchange between the ocean and atmosphere
in the extratropic North Pacific (north off 25° N) are studied in the paper using monthly time series (1948–2002) of
the net sea surface heat flux from NCEP NCAR meteorological reanalysis. Differences of the climatic tendencies and
oscillations in various Pacific areas are shown.
Key worlds: extratropic North Pacific, surface ocean heat balance, heat flux, NCEP NCAR reanalysis, time series,
intra-annual climatic oscillations, tendencies.
Многолетние колебания и тенденции компонент баланса тепла поверхности
океана (БТПО), связанные с крупномасштабными аномалиями метеорологических и
океанографических характеристик, являются важным свидетельством изменчивости
климатической системы и ее термодинамического режима.
При анализе данных океанографических съемок выявлено, что в средних широтах Тихого океана внутригодовые изменения БТПО играют ключевую роль в изменении теплосодержания верхнего 400-метрового слоя. Межгодовая и многолетняя изменчивость
БТПО, соответственно, связана с аномалиями в более глубоких слоях главного пикноклина океана [1, 3, 4, 6, 10, 11, 12].
Наша работа посвящена исследованию особенностей временной и пространственной
изменчивости теплообмена между океаном и атмосферой в северной внетропической
части Тихого океана (севернее 25° с.ш.). Исходными данными являются временные ряды
средних месячных значений компонент уравнения баланса тепла поверхности океана по
метеорологическому NCEP NCAR (National Center for Environmental Prediction; National
Center for Atmospheric Research) реанализу в узлах широтно-долготной сетки 2 х 2° за
1948–2002 гг. Этот исторический период охватывает полный цикл междекадного колеПОНОМАРЕВ Владимир Иванович – кандидат физико-математических наук, ведущий научный сотрудник,
ПЕТРОВА Вера Алексеевна – старший инженер (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И.Ильичева
ДВО РАН, Владивосток), МАНЬКО Александр Николаевич – кандидат географических наук, ведущий научный
сотрудник (Дальневосточный региональный научно-исследовательский гидрометеорологический институт, Владивосток). E-mail: [email protected]
30
бания температуры поверхности
океана с периодом около 55 лет отрицательной фазы PDO (доминирующего в исследуемом районе Северо-Тихоокеанского) междекадного
колебания. Соответственно, результаты оценок климатического
тренда и спектральных характеристик потока тепла на границе
океан–атмосфера для заданного
временного интервала не будут связаны с преобладанием положительной или отрицательной фазы PDO
в выбранный период. Поток тепла
(Q, Вт/м2) от поверхности океана
(+) в нижележащие слои или из
этих слоев океана к поверхности
(-) рассчитывается в работе как результирующая составляющая уравнения БТПО, компоненты которого
вычисляются в гидродинамической
модели метеорологического реанализа с использованием радиационной модели и параметризации
планетарного пограничного слоя
атмосферы на основе полуэмпирической теории турбулентности.
Основной целью данной работы
является исследование региональных особенностей климатических
тенденций, многолетних и межгодовых колебаний Q. Оцениваются
тренды потока тепла, осредненного
за год, за внутригодовые периоды
теплонакопления и теплоотдачи
океаном, тренды амплитуды годоРис. 1. Осредненный за 1948–2002 гг. поток тепла Q (Вт/м2) от
вого хода Q и других характерисповерхности Тихого океана в нижележащие слои в январе (а),
тик теплообмена между океаном и
июле (б) и средний за год (в). SW – юго-западный, NW – севеатмосферой. С учетом физико-георо-западный, CL – калифорнийский, E – восточный районы
графических условий и особенностей динамических процессов выделены четыре внетропических района северной части
Тихого океана (рис. 1): западнее 180° в.д. – cеверо-западный (NW) и юго-западный (SW)
(граница между ними проходит вдоль 44° с.ш.), а также калифорнийский (CL) и восточный (E) [16]. SW включает энергоактивную зону течения Куросио, теплые воды которого
являются основным поставщиком тепла в атмосферу в северной внетропической части
Тихого океана [4]. В NW, E и CL существенное влияние на процессы теплообмена океана
с атмосферой оказывают холодные течения Камчатское, Ояйсио, Калифорнийское и Аляскинское. Исследуемые Q усреднялись по четырем выделенным районам.
Величины Q считаются близки к среднему значению (норме), если они не выходят за
пределы xср ± 0,674σ, где xср и σ – среднее значение и стандартное отклонение выборки,
соответственно. Экстремальными считаются величины, выходящие за пределы xср ± 2σ.
31
Климатический (средний многолетний) поток тепла
от поверхности океана в нижележащие слои
Использовались осредненные за 1948–2002 гг. значения Q за январь, июль и
средние за год. С ноября по январь поток тепла направлен из нижележащих слоев океана
к поверхности и, соответственно, из океана в атмосферу во всей рассматриваемой области. Он достигает максимальных значений в декабре и январе (рис. 1а). В феврале Q по
абсолютной величине в 1,5–2 раза меньше средних январских значений, а в области Калифорнийского течения (в отличие от других районов океана) Q направлен от поверхности
в нижележащие слои океана.
В западной части субтропического круговорота (в районе течения Куросио) в январе
абсолютная величина -Q через поверхность океана превышает +Q в июле более чем в
2 раза (рис. 1б). Соответственно, в этом районе в среднем за год имеет место значительный поток тепла из океана в атмосферу (рис. 1в).
С мая по август Q направлен от поверхности в нижние слои океана во всей рассматриваемой области. Этот поток достигает наибольших значений (180–200 Вт/м2) в июне
и июле в прибрежной части океана, прилегающей к Южным Курильским островам
и о-ву Хоккайдо, а также в калифорнийском районе (рис. 1б).
Изменение знака Q в западном субтропическом районе происходит в апреле и сентябре, а в западном субарктическом районе и на большей акватории восточнее 180° – в марте
и октябре. В CL знак Q изменяется на противоположный в феврале и октябре. Максимальная величина отрицательного потока тепла (-450 Вт/м2) наблюдается в январе в западной
части субтропического круговорота в районе Куросио.
Средние за год значения Q в области к западу от 170° з.д. имеют противоположный
знак в субтропиках и Субарктике (рис. 1в). Максимальный средний годовой отрицательный поток тепла (-120 Вт/м2) отмечен в январе в западной части субтропического круговорота, в районе течения Куросио.
Изолиния Q = 0 расположена в районе северного субарктического фронта (42–43° с.ш.),
отделяющего субарктические воды (с холодным подповерхностным слоем) от трансформированных субарктических и субтропических (модальных) (рис. 1в). Максимальный
горизонтальный градиент этого потока находится в субарктической фронтальной зоне
37–43° с.ш. В районе восточнее 170° з.д., как и в западной субарктической области, годовые значения Q преимущественно положительные, соответствуют поступлению тепла в
океан. В пределах этого района отрицательные годовые значения Q наблюдаются только в
зал. Аляска и прилегающей к тропикам широтной зоне 25–30° с.ш. за пределами CL.
Распределение среднего за год потока тепла в океан по NCEP NCAR за 1948–2002 гг.
заметно отличается от распределения годового Q, оцениваемого по полуэмпирическим
соотношениям (метод ГГО [5, 9]) с использованием метеорологических и океанографических данных до 1974 г. [2, 21]. Основные различия между этими распределениями сосредоточены главным образом в центральной и западной Субарктике, где Q имел небольшие по абсолютной величине отрицательные значения (до -30 Вт/м2) [2, 21], а по данным
NCEP NCAR реанализа – невысокие положительные (до 30 Вт/м2). Эти различия связаны
с методическими погрешностями, занижающими значения Q при расчете по судовым данным (Qc) по сравнению с реанализом (Q) (рис. 2). Максимальные различия между Q и
Qc, приводящие к смещению среднегодовых потоков в область положительных значений,
отмечаются в летний период.
Осредненный за 1948–2002 гг. климатический годовой ход Q и его средние многолетние годовые значения существенно различаются в каждом районе (рис. 2). Максимальная
амплитуда годового хода Q отмечена в юго-западном районе SW (388 Вт/м2), средний за
год поток тепла из океана в атмосферу равен -42 Вт/м2, что компенсируется адвекцией
теплых вод течения Куросио.
32
Рис. 2. Годовой ход потока тепла Q (Вт/м2) от поверхности Тихого океана в нижележащие слои, рассчитанный по
данным реанализа (сплошная линия) и судовых наблюдений (пунктир), в SW (а), NW (б), CL (в) и E (г) районах
В NW отмечается небольшое преобладание положительного Q в годовом ходе. В среднем за год он составляет 14 Вт/м2 и компенсируется, с нашей точки зрения, отрицательной
адвекцией тепла за счет поступления холодных вод в океан из Берингова и Охотского
морей. В целом во всем западном внетропическом районе северной части Тихого океана
(к западу от 180° и к северу от 25° с.ш.) среднегодовой поток тепла в океан отрицательный,
а в восточном – положительный (наибольший – в CL) (рис. 2в). Этот Q компенсируется
отрицательной адвекцией тепла с севера за счет холодных вод Калифорнийского течения.
Отмеченные различия среднегодового климатического распределения Q и Qc, возможно,
обусловлены пространственно-временной неоднородностью и недостаточным количеством наблюдений (до 1973 г.) в западном субарктическом районе Тихого океана [21].
Изменчивость потока тепла от поверхности океана
в нижележащие слои в сезонные периоды
теплоотдачи, теплонакопления и в целом за год
Для северо-западного района имеются данные 1987–1998 гг. Ряды среднего
месячного Q от поверхности в глубинные слои океана сравнивались с потоком Qc, рассчитанным нами по судовым наблюдениям методом ГГО [5, 9] (рис. 3). Относительные
изменения Q и Qc сопоставимы (коэффициент выше 0,6), хотя величины Qc занижены
по отношению к Q (рис. 2). Таким образом, относительные изменения потока тепла по
33
данным реанализа можно считать достоверными. Аналогичные выводы в масштабах океана представлены в [13, 15, 20].
Оценки линейных трендов (за 1948–
2002 гг.) средних месячных Q, осредненных в выделенных районах океана,
показали существенные климатические
изменения Q в конкретные месяцы и сезоны. Статистически значимый (доверительная вероятность > 95% по критерию
Фишера) положительный линейный тренд
(увеличение) потока тепла в океан имеет
место в SW и NW в июне–августе, в Е – в
мае–августе. Статистически значимое
увеличение Q из океана в атмосферу характерно для SW в сентябре–феврале, для
NW – в декабре. В CL тренды Q большую
Рис. 3. Межгодовые и многолетние колебания потока
часть
года отсутствуют, а в январе отмечатепла Q (Вт/м2) от поверхности Тихого океана в нижеется
уменьшение
абсолютной величины Q
лежащие слои в NW по данным реанализа (сплошная
линия) и судовых наблюдений (пунктир). Внутригодоиз океана в атмосферу.
вые колебания Q фильтровались методом скользящего
Таким образом, в районах западнее
среднего с окном 12 мес
180° в.д. увеличиваются как теплонакопление в теплый период года, так и теплоотдача в холодный сезон. Соответственно, в этих
районах климатическое изменение амплитуды годового хода потока тепла Q имеет статистически значимый положительный линейный тренд (рис. 4в). Среднегодовой поток
тепла в SW, имеющий отрицательный знак, возрастает по абсолютной величине, согласно
линейному тренду, от -34 до 40 Вт/м2. Среднегодовой Q, имеющий положительный знак, в
Е возрастает от 1 до 5 Вт/м2, в NW, где теплоотдача превышает теплонакопление, – уменьшается с 17 до 10 Вт/м2.
Оценки тренда Q, средних за периоды теплонакопления и теплоотдачи в районе Тихого
океана севернее 25° с.ш., показали наибольший рост теплоотдачи океана за исследуемые
55 лет в SW (рис. 4). Это явление сопутствует увеличению температуры поверхности океана (ТПО), преобладающему в районе течения Куросио [8], увеличению длинноволнового
(эффективного) излучения поверхности океана и затрат тепла на испарение в районе NW.
Согласно оценкам тренда ТПО Тихого океана, значимое потепление в последние 50–60 лет
преобладает в тропических и экваториальных районах, западных и восточных окраинных
районах субтропического круговорота, а также в восточной и северной окраинных областях субарктического круговорота [17]. Сопровождающий это потепление рост потока
тепла из океана в атмосферу в SW является проявлением связи между климатическими
изменениями ТПО, Q и приземной температуры воздуха в западной окраинной зоне Азиатско-Тихоокеанского региона.
В энергоактивном юго-западном районе до 1972–1975 гг. средние величины Q в периоды теплоотдачи, теплонакопления, а также среднегодовые (отрицательные) были ниже
нормы, в последующий период – выше (рис. 4а–в). Также после 1975 г. возросла амплитуда годового хода Q, что характерно и для остальных районов, где годовые значения
Q заметно меньше и, как правило, положительны. Отмеченные различия аномалий Q до
и после 1970-х годов являются проявлением сдвига климатического режима в северной
части Тихого океана [14].
Экстремально большие потоки тепла Q из океана (потеря тепла океаном в период
теплоотдачи, ls) наблюдались в SW в холодные сезоны 1999/2000 и 1995/96 гг., в NW –
1952/53, в Е – 1968/69 и 1997/98, в CL – 1967/68, 1993/94 и 2000/01 гг. Самый низкий Q в
34
Рис. 4. Климатические тренды и колебания потока тепла Q (Вт/м2) за 1948–2002 гг. от поверхности океана в
нижележащие слои, осредненного за внутригодовые периоды теплонакопления (а), теплоотдачи (б) и за год (в),
а также амплитуда годового хода Q (г) в выделенных районах океана. R – коэффициент корреляции линейного
тренда
период теплоотдачи отмечался в NW в 1949/50 и 1955/56 гг. Наиболее высокий Q в период
теплонакопления в SW имел место в теплые сезоны 1992 и 1998 гг., в NW и E – в 2002 г.
Экстремально низкое теплонакопление было в NW в 1953 и 1966 гг.
В восточном районе в холодные сезоны 1951/52, 1957/58, 1959/60, 1967/68, 1968/69 и
1995/96 гг. количество тепла, отданное океаном в атмосферу, превышало приток тепла,
полученный океаном в период теплонакопления. В среднем для этого района годовой
поток тепла в отмеченные годы был направлен из океана в атмосферу, а в остальные
годы – в океан.
При исследовании разномасштабных колебаний потока тепла Q в выделенных районах Тихого океана оценивались спектры временного ряда месячных аномалий Q с
1948 по 2002 г., а также рядов аномалий Q до и после сдвига климатического режима
в 1973–1974 гг. При оценках спектров межгодовых и многолетних колебаний все внутригодовые колебания фильтровались 12-месячным скользящим осреднением. Согласно
оценкам спектров ряда аномалий Q с месячным разрешением за 1948–2002 гг., в исследуемой области океана периодичность колебаний составляет 2–3 года, 4–5, 6–8, 9–13 и
около 27 лет.
В районах NW и CL наибольший пик в спектре Q соответствует колебанию с периодом
около 7 лет, как и в спектрах аномалий ТПО этих районов, ледовитости Охотского моря
[7, 8], приземной температуры воздуха и атмосферных осадков в субарктических районах
Северо-Восточной Азии [8, 18]. В SW и Е 7-летние колебания Q значимы, но выражены
заметно слабее, чем квазидвухлетние и 20-летние.
Колебания Q с периодами 2–3 года, 4–5 лет значимы во всех выделенных районах. Два
пика в диапазоне квазидвухлетних колебаний (2 и 3 года) и два в диапазоне 4–7 лет (4–5
и 7 лет) могут быть обусловлены различными физическими процессами в нелинейной
системе океан–ледяной покров–атмосфера.
35
Декадное колебание Q с периодом около 13 лет характерно для NW, Е и CL. Квазидесятилетнее колебание проявляется в аномалиях ТПО в этих районах, в аномалиях приземной
температуры воздуха и осадков в умеренных широтах Северо-Восточной Азии [8, 18].
Интердекадное колебание в SW и E выражено явно, в CL – слабо, в NW не проявляется.
Интердекадное северо-тихоокеанское колебание Q связано с колебаниями аномалий ТПО
и завихренности напряжений трения ветра в центральной внетропической части Тихого
океана [10].
Квазидвухлетние колебания наиболее выражены во временных рядах амплитуды годового хода Q и, соответственно, в рядах минимальных (Qmin) и максимальных (Qmax) месячных значений Q. Амплитуда квазидвухлетних колебаний Qmin, Qmax в NW и CL значительно
усилилась после климатического сдвига в 1970-е годы.
Выявленные значимые климатические тренды усиления потока тепла как из океана в
атмосферу в холодный период года, так и из атмосферы в океан – в теплый (период теплонакопления океаном) наиболее выражены в SW (в районе течения Куросио) (рис. 1).
Экстремальные аномалии потока тепла из океана в атмосферу в холодный период в
энергоактивной зоне течения Куросио, как правило, сопровождаются значительными аномалиями погоды в северо-западной части Японского моря и в Приморье. В частности,
экстремальная положительная аномалия притока тепла из океана в атмосферу в SW зимой
2000/01 г. сопровождалась усилением зимних муссонных ветров в северо-западной части
Японского моря и Приморье, минимальной ночной и средней суточной температурой воздуха в отдельные декады января и февраля 2001 г., обильными снегопадами на о-ве Хонсю
(Японии). Именно в январе–марте 2001 г. впервые за многие годы произошла интенсивная
вентиляция донных вод центральной котловины Японского моря. Новые холодные донные воды моря с повышенным содержанием растворенного кислорода формировались в
районе глубокой котловины, прилегающей к зал. Петра Великого [14, 19].
В летние сезоны 1999 и 2000 гг., предшествовавшие суровым зимам 2000 и 2001 гг., наблюдались значительные отрицательные аномалии теплонакопления в SW. Летом 1999 г.
был экстремально низкий показатель теплонакопления для этого района за последние
30 лет.
Заключение
По данным NCEP NCAR реанализа 1948–2002 гг., распределение климатического среднего за год потока тепла в океан заметно отличается от распределения годового
Q, оцениваемого по полуэмпирическим соотношениям (метод ГГО) с использованием метеорологических и океанографических данных до 1974 г. Можно полагать, что эти различия связаны с методическими погрешностями, занижающими значения Q при расчете по
судовым данным (Qc) по сравнению с реанализом (Q). Относительные изменения потока
тепла по данным реанализа можно считать достоверными.
Оценки тренда Q, средних за периоды теплонакопления и теплоотдачи в районе Тихого
океана севернее 25° с.ш., показали наибольший рост теплоотдачи океана в районе Куросио и западной части субарктической фронтальной зоны за исследуемые 55 лет.
Сдвиг климатического режима северной части Тихого океана в середине 1970-х годов
хорошо выражен в характеристиках теплообмена океана с атмосферой.
В северной внетропической части Тихого океана имеют место значимые колебания
потока тепла между океаном и атмосферой с периодичностью 2–3 года, 4–5, 6–8, 9–13 и
около 27 лет, выраженные в районах исследуемой области в различной степени.
Экстремальные аномалии потока тепла из океана в атмосферу в холодный период года
в энергоактивной зоне течения Куросио, как правило, сопровождаются значительными
аномалиями погоды в северо-западной части Японского моря, Приморье и других районах
Дальнего Востока.
36
ЛИТЕРАТУРА
1. Аметистова Л.Е., Добролюбов С.А., Гулев С.К. Изменчивость деятельного слоя Северной Атлантики по
гидрологическим данным и значениям потоков тепла и влаги // Океанология. 2001. Т. 41, № 3. С. 344-355.
2. Атлас океанов. Тихий океан. М.: МО, 1974. 302 с.
3. Бышев В.И., Нейман В.Г., Позднякова Т.Г., Романов Ю.А. Новые данные о термодинамическом режиме
климатической системы в Северном полушарии // ДАН. 2001. Т. 381, № 4. С. 539-544.
4. Гулев С.К., Колинко А.В., Лаппо С.С., Рябуха В.Н. Сезонная изменчивость теплообмена между
океаном и атмосферой в Ньюфаундлендской энергоактивной зоне // Гидрометеорологические закономерности
формирования среднеширотных энергоактивных областей мирового океана. Ч. 1. Л.: Гидрометеоиздат, 1986.
С. 105-123.
5. Методические указания. Расчет турбулентных потоков тепла, влаги, количества движения над морем.
Л.: Гидрометеоиздат, 1981. 56 с.
6. Нелезин А.Д., Покудов В.В., Будаева В.Д. и др. Формирование тепловой структуры ЭАЗО Куросио, ее
внутри- и межгодовая изменчивость // Итоги науки и техники. Атмосфера, океан, космос. Программа «Разрезы».
М.: ВИНИТИ, 1986. Т. 7. С. 82-96.
7. Плотников В.В. Изменчивость ледовых условий дальневосточных морей России. Владивосток: Дальнаука,
2002. 168 с.
8. Пономарев В.И., Каплуненко Д.Д., Дмитриева Е.В. и др. Климатические изменения в северной части
Азиатско-Тихоокеанского региона // Дальневосточные моря России / отв. ред. В.А.Акуличев. В 4 кн. М.: Наука,
2007. Кн. 1: Океанологические исследования / отв. ред. В.Б.Лобанов, В.А.Лучин. С. 17-48.
9. Рекомендации по расчету составляющих радиационного баланса на поверхности океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 92 с.
10. Auad G., Miller A.J., White W.B. Simulation of heat storages and associated heat budgets in the Pacific Ocean.
1. El Nino southern oscillation timescale. 2. Interdecadal timescale // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, N C12. P. 2760327635.
11. Bo Qiu. The Kuroshio system, its large scale variation and role in the midlatitude ocean–atmosphere interaction
// J. Oceanogr. 2002. Vol. 58, N 1. P. 57-75.
12. Cayan D.R. Latent and sensible heat flux anomalies over the northern ocean driving the surface temperature
// J. Phys. Oceanogr. 1992. Vol. 22, N 8. P. 859-881.
13. Intercomparison and validation of ocean–atmosphere energy flux fields / ed. P.K.Taylor. Final report of the Joint
WCRP/SCOR Working Group on Air–Sea Fluxes. 2000. 306 p. – http://www.soc.soton.ac.uk/JRD/MET/WGASF/
14. Kim K.R., Kim G., Kim K. et al. A sudden bottom-water formation during the severe winter 2000–2001: The
case of the East/Japan Sea // Geophys. Res. Lett. 2002. Vol. 29, N 8. P. 75.1-75.4.
15. Moore G.W. An assessment of the surface turbulent heat fluxes from the NCEP–NCAR reanalysis over the
western boundary currents // J. Climate. 2002. Vol. 15, N 8. P. 2020-2037.
16. Nelezin A.D., Man’ko A.N., Petrova V.A. Heat exchange of the North Pacific and the atmosphere // Pacific
Oceanogr. 2003. Vol. 1, N 1. P. 114-119.
17. Ponomarev V.I., Dmitrieva E.V. Climatic tendencies and changing global-regional linkages in the North Pacific
and Okhotsk Sea // Proc. 23rd Intern. Sympos. on Okhotsk Sea and Sea Ice. Okhotsk Sea and Cold Ocean Res. Assoc.,
16–22 Feb. 2008, Mombetsu, Hokkaido, Japan. 2008. P. 51-60.
18. Ponomarev V.I., Krokhin V.V., Kaplunenko D.D., Salomatin A.S. Multiscale climate variability in the Asian
Pacific // Pacific Oceanogr. 2003. Vol. 1, N 2. P. 125-137.
19. Talley L.D., Lobanov V.B., Ponomarev V.I. et al. Deep convection and brine rejection in the Japan Sea // Geophys. Res. Lett. 2003. Vol. 30, N 4. P. 8.1-8.4.
20. WCRP/SCOR Workshop on Intercomparison and Validation of Ocean–Atmosphere Flux Fields / ed. G.White.
Baltimore: Potomac, 2001. 362 p.
21. Wirtki K. The average annual heat balance of the North Pacific Ocean and its relation to ocean circulation
// J. Geophys. Res. 1965. Vol. 70, N 18. P. 4547-4559.
37