
Тип работы:	Предмет:	Язык работы:

Вихревая динамика Лофотенской котловины Норвежского моря

Работа №	127970
Тип работы	Дипломные работы, ВКР
Предмет	география
Объем работы	49
Год сдачи	2022
Стоимость	4325 руб.
ПУБЛИКУЕТСЯ ВПЕРВЫЕ
Просмотрено	26

Не подходит работа?

Узнай цену на написание

Содержание

Введение 3
Данные и методы 10
ETOPO1 10
GLORYS12V1 10
Aqua/MODIS (Level 3 Standard Mapped Image - SMI) 11
ERA5 11
TEOS-10 12
Глава 3. Анализ потенциальной и кинетической энергии в Лофотенской котловине 12
Результаты 13
Выводы по главе 3 20
Глава 4. Исследование квазипостоянного грибовидного диполя в
Лофотенской котловине 21
Результаты 24
Выводы по главе 4 30
Глава 5. Холодное пятно над Лофотенским вихрем 31
Результаты 31
Выводы по главе 5 39
Заключение 40
Список литературы 42

Введение

Морские течения охватывают всю толщу Мирового океана и представляют собой сложную систему горизонтальных и вертикальных движений, которая образует т.н. «глобальных термохалинный конвейер» (ГТК), уменьшающий контраст между климатическими условиями экваториальных и полярных широт (Broeker, 1987). Водные массы Атлантического океана являются одним из ключевых компонентов данного конвейера и оказывают существенное влияние на климат и погодные условия Европы (Eldevik et al., 2009). В районе Северной Атлантики ГТК представлен, главным образом, Северо-Атлантическим течением, а в Северо-Европейском бассейне его продолжением - теплым Норвежским течением (Jakobsen et al., 2003; Orvik, 2004; Pedersen et al., 2005). Норвежское море, расположенное в северо-восточной Атлантике, является ключевым районом образования глубинных плотных вод, формирующих нижнюю часть Атлантической меридиональной термохалинной циркуляции (АМОЦ) (Lozier et al., 2019). В северной части Норвежского моря находится Лофотенская котловина (ЛК), тогда как в южной части - Норвежская котловина (Belonenko et al., 2021) (Рис. 1).
Разделяющееся на две крупные ветви, Норвежское течение заполняет своими водами большую часть акватории Норвежского моря (Белоненко и др., 2014). Восточная ветвь представлена бароклинно неустойчивым Норвежским склоновым течением (The Norwegian Atlantic Slope Current - NwASC), располагающимся над континентальным склоном Норвегии и несущим свои воды на север в сторону Баренцева моря (Volkov et al., 2015). Тогда как западная ветвь Норвежского течения представлена бароклинно неустойчивым Норвежским фронтальным течением (The Norwegian Atlantic Frontal Current - NwAFC). Теплые и соленые воды данных ветвей проникают до глубин порядка 400-600 м, что непосредственно связано с минимальной глубиной порогов, располагающихся на пути атлантических вод в Норвежское море (Белоненко и др., 2014). Характеристики атлантических вод претерпевают существенные изменения при их движении на север за счет локальных процессов, таких как: взаимодействие с атмосферой, формирование и разрушение морского льда, перемешивание с другими водными массами (Segtnan et al., 2011). В работе (Broome et al., 2020) авторы отмечают наличие положительного линейного тренда высоты поверхности моря, стерических колебаний и бароклинного потока в Лофотенской котловине за 1993-2017 гг. Глубже атлантических вод располагаются глубинные водные массы арктического происхождения, характеризующиеся высокой соленостью и более низкими температурами по сравнению с водами Атлантики (Kohl, 2007). Кроме того, восточнее Норвежского склонового течения располагаются опресненные и холодные воды Норвежского прибрежного течения (The Norwegian Coastal Current - NCC), движущегося также в северном направлении. Подобный характер циркуляции в Норвежском море, и, в частности, в районе Лофотенской котловины, обусловлен ее существенной топографической изолированностью от соседних областей (Алексеев и др., 2016).
Лофотенская котловина представляет собой абиссальную ровную поверхность с максимальной глубиной порядка 3250 м и площадью около 1300 км2, ограниченнную изобатой 3000 м (Башмачников и др., 2017). Котловина обособлена с северно-западной части хребтом Мона, хребтом Ян-Майен с запада и юго-запада, плато Воринг с юга и континентальным склоном Норвегии с востока. ЛК имеет важное климатическое значение, поскольку она является транзитным регионом для теплых и соленых атлантических вод на их пути в Арктический бассейн (Малинин и Шмакова, 2018; Vesman et al., 2020). Заглубление промежуточных атлантических вод способствует накоплению в ЛК теплых и соленых вод, что превращает данную область в крупнейший резервуар тепла в Северной Атлантике (Новоселова и Белоненко, 2020). За счет относительно высоких температур поверхности воды, в ЛК отмечается существенная годовая суммарная теплоотдача, составляющая 125 Вт/м2 (там же). Зимой в ЛК потери тепла равны 80 Вт/м2 (Richards and Straneo, 2015), что благоприятно воздействует на развитие конвекции до глубин свыше 1000 м (Raj et al., 2015; Федоров и др., 2019). В районе ЛК повсеместно глубокая конвекция в зимний период достигает глубин более 400-600 м, однако в районах месторасположения антициклонических мезомасштабных вихрей ее интенсивность еще выше (Kohl, 2007; Nilsen and Falck, 2006). Заглубление глубины верхнего квазиоднородного слоя (ВКС), являющегося критерием интенсивности глубокой конвекции, начинается в ЛК в начале декабря, достигая 100 м к его окончанию. Максимальное развитие глубины ВКС фиксируется в марте, однако в некоторые годы существенная интенсивность конвекции может регистрироваться вплоть до мая (Федоров и др., 2019). В работе (Травкин и Белоненко, 2020) авторы отмечают возможное различие глубины ВКС в 2-3 раза за один месяц, что демонстрирует наличие выраженной внутримесячной изменчивости зимней конвекции в ЛК. Кроме того, в ЛК отмечаются отрицательные линейные тренды в январе и феврале, тогда как в марте и апреле тренды положительны. Такие результаты демонстрируют сдвиг периода максимальной интенсивности конвекции на более поздний срок, что, возможно, может быть связано с проявлением процесса глобального потепления.
Лофотенскую котловину по праву называют hot spotСеверной Атлантики, поскольку она характеризуется локальным максимумом высоты поверхности моря в центральной части, а также увеличенными значениями мезомасштабной вихревой активности (Volkov et al., 2015). В центре ЛК находится квазипостоянный
антициклонический Лофотенский вихрь (ЛВ), который подпитывается за счет глубокой конвекции, а также слияния с мезомасштабными антициклонами, отрывающимися от Норвежского склонового течения (Gordeeva et al., 2021; Зинченко и др., 2019). Данные вихри способствуют передаче тепла и соли от периферии к центральной части ЛК (Belonenko et al., 2020). Центр ЛВ находится приблизительно на 69,8° с.ш., 4° в.д., а его основная часть располагается на глубине 300-1000 м, хотя его динамический сигнал прослеживается до самого дна (Volkov et al., 2015). На основе данных натурных
измерений, выполненных с использованием морских глайдеров в 2012-2015 гг., было обнаружено, что средний радиус ядра ЛВ составляет 18±4 км, а его орбитальные скорости равны 50-70 см/с (Yu et al., 2017). Согласно другим работам, динамический радиус ЛВ составляет приблизительно 30 км (Bashmachnikov et al., 2017). В работах (Иванов и Кораблев, 1995а) и (Soiland et al., 2016) ЛВ описывается как конвективная
внутрипикноклинная линза теплых и соленых вод с диаметром до 100 км. ЛВ меняет свое местоположение в течение всего года, двигаясь по циклонической траектории и сохраняя свое положение относительно центра котловины (Блошкина, 2016; Иванов и Кораблев, 1995а). В работе (Иванов и Кораблев, 1995б) данная особенность объясняется наличием внешнего по отношению к ЛВ циклонического поля, формирующегося за счет формы донной топографии. Данное поле в несколько раз превосходит антициклоническое поле ЛВ, и препятствует его покиданию пределов Лофотенской котловины.
На основе численных экспериментов было установлено, что в ровной по форме котловине турбулентное течение со временем формирует циклоническую циркуляцию на периферии котловины, тогда как в центре котловины образуется антициклонический вихрь (Shchepetkin, 1995). Эксперименты с вращающимся резервуаром показали, что в случае, когда горизонтальный масштаб вихрей меньше, чем котловины, то топографический ^-эффект способствует движению по циклонической спирали антициклонического вихря вниз по склону, тогда как циклонические вихри стремятся подняться по склону (Carnevale et al., 1991). Таким образом, продвижение антициклонов в центральную часть ЛК с их последующим слиянием может являться механизмом поддержания стабильности ЛВ (Belonenko et al., 2021).
Для ядра Лофотенского вихря характерны высокие значения относительной завихренности от -0,5 до -0,9 f,где f- параметр Кориолиса, равный 1,37-10-4 на 69,8° с.ш. (Fer et al., 2018). Подобные экстремальные значения относительной завихренности близки к предельным теоретическим величинам для антициклонических вихрей. Район Лофотенской котловины является одним из наиболее энергоактивных районов Мирового океана. Энергия в океанах и морях представлена 4 основными видами: средней кинетической энергией (Mean Kinetic Energy, сокр. MKE), вихревой кинетической энергией (Eddy Kinetic Energy, сокр. EKE), а также средней доступной потенциальной энергией (Mean Available Ptential Energy, сокр. MAPE) и вихревой доступной потенциальной энергией (eddy Available Potential Energy, сокр. APE). В работе (Reid et al., 1981) отмечается, что доступная потенциальная энергия представляет собой разность между общей потенциальной энергией какой-либо жидкости в настоящий момент и потенциальной энергии жидкости аналогичной массы, находящейся в стабильном эталонном состоянии, при котором изобарические и изостерические поверхности располагаются на одном уровне. Таким образом, APE - это часть потенциальной энергии жидкости, которая способна трансформироваться в кинетическую энергию за счет обратимых адиабатических процессов. Общая кинетическая энергия делится на среднюю и вихревую кинетическую энергию. EKE обычно применяется при анализе пространственной и временной изменчивости мезомасштабных структур Мирового океана (White and Heywood, 1995; Kang and Curchitser, 2017).
Лофотенская котловина является одной из наиболее энергоактивных областей Мирового океана, в которой происходит активный переход энергии из одних типов в другие. Источником APE для крупномасштабной циркуляции является работа сил плавучести, тогда как APE способствует генерации мезомасштабных вихрей, а, следовательно, увеличению вихревой составляющей энергии (Gill et al., 1974). В результате это приводит к тому, что в динамически активных областях и районах крупномасштабных течений переходные процессы интенсифицируются, а EKE может на порядок превосходить MKE (Chelton et al., 2011; Gill et al., 1974).
В работе (Trodahl and Isachsen, 2018) на основе анализа связи между вихревой активностью и изопикническими градиентами было обнаружено, что мезомасштабные вихри генерируются неустойчивостью Норвежского склонового течения, а также во фронтальных зонах (Сандалюк и Белоненко, 2021). Было установлено, что в ядре Лофотенского вихря EKE превосходит APE, значения равны 5,9-1014 и 3,4-1014 Дж, соответственно (Fer et al., 2018). При этом среднее вихревое число Бюргера BUEравно 1,75±0,01 (D’Asaro, 1988). В работе Soiland et al., 2016 также были проанализированы APE и EKE Лофотенского вихря, однако данные оценки меньше оценок работы (Fer et al., 2018) в 10-20 раз. Кроме того, оценки для другого мезомасштабного вихря - антициклона в районе Северной Атлантики, также меньше аналогичных значений в несколько раз (Fernandez-Castro et al., 2020). Установлено, что EKE и APE практически не увеличивается, начиная с 1500 м, что непосредственно связано со слабовыраженными градиентами плотностной стратификации и небольшими величинами скоростей (Bosse et al., 2019).
Потери тепла в океанах и морях связаны с их охлаждением. При этом изменения шероховатости морской поверхности и флуктуации скорости ветра приводят к формированию аномалий поверхностных потоков тепла (Травкин и др., 2022). Рост температуры поверхности океана (SST - Sea Surface Temperature) способствует увеличению теплового потока, тогда как его уменьшение приводит к меньшему восходящему тепловому потоку. Стоит отметить, что пониженные скорости ветра являются причиной адаптации атмосферной влажности и температуры воздуха к быстро меняющейся SST, что приводит к меньшим аномалиям теплового потока (Hausmmann et al., 2017). Ветровое воздействие над локальными аномально высокими градиентами SST, связанными в первую очередь с мезомасштабными вихрями и океаническими фронтами, приводит к образованию вертикальных и горизонтальных движений в нижележащих слоях из-за ослабления плотностной стратификации (Травкин и др., 2022). Это способствует к дальнейшему увеличению разности между SST и температурой воздуха у поверхности моря (Small et al., 2019). Чистый поток тепла на границе океан-атмосфера является суммой солнечных потоков тепла (длинноволновая и коротковолновая радиация) и турбулентных потоков (явные и скрытые потоки тепла). Стоит отметить, что значения SST способны оказывать прямое влияние на величины длинноволновой радиации, а также явных потоков тепла в атмосферу (Kumar et al., 2011).
В работе (Sun and Wu, 2021) авторы анализируют пространственную зависимость турбулентного теплового потока на поверхности океана и температуры воды на поверхности. В ходе численного моделирования было установлено наличие корреляции между SST и величинами явных потоков тепла, что демонстрирует наличие тесной взаимосвязи между атмосферой и океаном. Однако отрицательная корреляция между этими параметрами свидетельствует о том, что потеря тепла с поверхности приводит к уменьшению SST, что демонстрирует атмосферное воздействие на океан. Другие работы указывают на различия между потоками океан-атмосфера, связанными с мезомасштабными вихрями и более крупными формами. Скорость ветра пропорциональна аномалиям SST для масштабов менее 1000 км, а завихренность и дивергенция напряжения ветра пропорциональна значениям меридиональных и зональных градиентов SST (Schneider et al., 2015). В переносе тепла у поверхности в Лофотенской котловине превалирует вклад среднего потока, приходящего с юга, а также вихревая адвекция с восточной части.
Мезомасштабные вихри являются наиболее распространенной динамической структурой Мировой океана и играют значительную роль в переносе энергии, тепла и соли, биогенных, химических элементов и микропластика по всей его акватории (Belonenko et al., 2020; Dong et al., 2014; Травкин и Белоненко, 2021). Пространственный масштаб океанических вихрей варьируется от бароклинного радиуса деформации Россби (А’(|= -^^, где N- частота Вяйсяля-Брента, H- глубина, n- номер моды) до первых сотен км (Travkin et al., 2021). Основными причинами генерации мезомасштабных вихрей в Мировом океане является баротропная и бароклинная нестабильность течений (Isachsen, 2015; McWilliams, 1976; Pedlosky, 1987; Smith, 2007). Продолжительность жизни мезомасштабных вихрей может варьироваться от нескольких месяцев до нескольких лет.
На основе анализа спутниковых снимков Мирового океана было установлено наличие в нем не только монопольных, но и дипольных вихревых структур, которые также именуются как грибовидные структуры (Гинзбург и Федоров, 1984; Hughes and Miller, 2017; Stern, 1975). С помощью численных экспериментов было установлено, что дипольные структуры способны генерироваться в ЛК, поскольку диполи способны отделяться от фронтальных областей и в дальнейшем существовать независимо от них (Manucharyan and Timmermans, 2013). В Лофотенской котловине диполи способны образовываться как в районе ЛВ, так и во фронтальных областях основных течений (Belonenko et al., 2021). Существует большое количество работ, посвященных изучению мезомасштабных вихревых структур в Норвежском море, тогда как другому типу мезомасштабной изменчивости Мирового океана, грибовидным течениям, уделяется недостаточно внимания. Анализ дипольных структур в оптическом и инфракрасном диапазоне показал, что они могут образовываться при замедлении узкого локального струйного течения за счет вязкостного сопротивления или локально приложенного импульса (Гинзбург и Федоров, 1984). Таким образом, они так или иначе связывали грибовидные диполи с тонким поверхностным слоем океана. Множество диполей формируется в ЛК, причем они характеризуются высокой продолжительностью жизни, однако они до сих пор не получили детального описания.
Целью данной работы является изучение вихревой динамики Лофотенской котловины на основе анализа потенциальной и кинетической энергии, а также вихревых дипольных структур в ЛК. В работе анализируется перераспределение энергии между составляющими в период максимального развития глубокой зимней конвекции (январь- март) и сравнивается с аналогичными оценками для летнего периода (июнь-август). Кроме того, подробно описывается эволюция дипольной структуры, анализируются ее пространственные и физические характеристики. С помощью лагранжевых карт появляется возможность составить максимально подробное описание данного феномена, а также описать возможные механизмы образования грибовидных диполей.
Более глубокое понимание данных явлений позволяет улучшить представления о вихревой динамике Лофотенской котловины, в т.ч. дипольных структурах и роли энергии в регенерации квазипостоянного Лофотенского вихря.
Указанная цель выполняется с помощью решения следующих задач:
1. Расчет средней и вихревой кинетической энергии Лофотенской котловины, а также объемной доступной потенциальной и кинетической энергии квазипостоянного Лофотенского вихря.
2. Построение вертикальных профилей вихревой и средней кинетической энергии, анализ на их основе пространственной и сезонной изменчивости энергии в ЛК.
3. Оценка перераспределения энергии в ЛК из одних типов в другие в период максимального развития зимней конвекции (январь-март) и в летний период.
4. Анализ эволюции грибовидного диполя в Лофотенской котловине на основе данных реанализа GLORYS12V1 и лагранжевых карт.
5. Оценка строения грибовидного диполя при помощи вертикальных профилей

Возникли сложности?

Нужна помощь преподавателя?

Помощь студентам в написании работ!

ДИПЛОМНЫЕ МАГИСТЕРСКИЕ ДИССЕРТАЦИИ

Курсовые Статьи Диплом Рязань

Заключение

Исходя из всего вышеперечисленного, можно сказать, что вихревая мезомасштабная динамика в Лофотенской котловине играет одну из ключевых ролей во взаимосвязи между океаном и атмосферой, переносе тепла и соли, энергии и ее трансформации из одних типов в другие. В данных процессах существенное влияние играют не только монополярные циклоны и антициклоны, но и ранее практически не исследованные дипольные вихревые структуры.
В результате исследования были решены все поставленные задачи и достигнута цель исследования:
1) На основе данных реанализа GLORYS12V1 был произведен расчет средней и вихревой кинетической энергии Лофотенской котловины, кроме того, была подсчитана объемная доступная потенциальная и кинетическая энергия квазипостоянного Лофотенского вихря
2) Было выполнено построение вертикальных профилей вихревой и средней кинетической энергии, на их основе была подробно изучена пространственная и сезонная изменчивость энергии в Лофотенской котловине.
3) Произведены расчеты бароклинного (ВС) и баротропного (ВТ) преобразования энергии в Лофотенской котловине в период максимального развития зимней конвекции (с января по март) и в летний период.
4) Была подробно изучена эволюция грибовидного диполя в Лофотенской котловине при помощи данных массива GLORYS12V1 и лагранжевых карт.
5) Проведен анализ вертикальной и пространственной структуры грибовидного диполя за счет построения вертикальных профилей.
Автор принимал участие в работе над проектом РНФ 18-17-00027 "Вихревая динамика Лофотенской котловины и ее роль в переносе термохалинных свойств вод в Норвежском море", а также в проекте РНФ 22-27-00004 «Исследование динамики изолированных вихрей в океане с использованием методов дистанционного зондирования, in situ и модельных данных».

Литература

1. Travkin V.S., Belonenko T.V. Seasonal variability of mesoscale eddies of the Lofoten Basin using satellite and model data // RUSSIAN JOURNAL OF EARTH SCIENCES, 2019. Vol. 19. ES5003. P. 1-7. doi:10.2205/2019ES000676.
2. V.S. Travkin, T.V. Belonenko. Mixed layer depth in winter convection in the Lofoten Basin in the Norwegian Sea and assessment methods. Gidrometeorologiya i Ekologiya. Russian J. of Hydrometeorology and Ecology (Proceedings of the Russian State Hydrometeorological University). 2020. 59: 67—83. [In Russian]. doi: 10.33933/2074-2762¬2020-59-67-83
3. Belonenko, Tatyana V., Vladimir S. Travkin, Aleksey V. Koldunov, and Denis L. Volkov (2021), Topographic experiments over dynamical processes in the Norwegian Sea, Russ. J. Earth. Sci., 21, ES1006, doi:10.2205/2020ES000747.
4. V.S. Travkin, T.V. Belonenko. Study of the Mechanisms of Vortex Variability in the Lofoten Basin Based on Energy Analysis, Physical Oceanography, 2021, 28(3), pp. 294-308. DOI: 10.22449/1573-160X-2021 -3-294-308
5. V. Travkin, T. Belonenko, M. Budyansky, S. Prants, M. Uleysky, V. Gnevyshev, R. Raj, Quasi-Permanent Mushroom-like Dipole in the Lofoten Basin, Pure and Applied Geophysics, 2022, 179(6), pp. 465-482. DOI: 10.1007/s00024-021-02922-9
6. В.С. Травкин, Т.В. Белоненко, А.А. Кубряков, Холодное пятно над Лофотенским вихрем, Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса, 2022, [в печати]
Список литературы
1. Алексеев В.А., Иванов В.В., Репина И.А., Лаврова О.Ю., Станичный С.В. Конвективные структуры в Лофотенской котловине по данным спутников и буев Арго // Исследование Земли из космоса, 2016. №1-2, С. 90-91.
2. Башмачников И.Л., Белоненко Т.В., Куйбин П.А. Приложение теории колоннообразных Q-вихрей с винтовой структурой к описанию динамических характеристик Лофотенского вихря Норвежского моря // Вестник СПБГУ, Науки о Земле, 2017. Т. 62. Вып. 3. С. 221-233.
3. Белоненко Т.В., Волков Д.Л., Норден Ю.Е., Ожигин В.К. Циркуляция вод в Лофотенской котловине Норвежского моря // Вестник СПБГУ, Науки о Земле, 2014. Сер.
7. Вып. 2. С. 108-121.
4. Блошкина Е.В., Иванов В.В. Конвективные структуры в Норвежском и Гренландских морях по результатам моделирования с высоким пространственным разрешением // Труды Гидрометцентра России, 2016. Вып. 361. С. 146-150.
5. Гинзбург А.И., Фёдоров К.Н. 1984. Грибовидные течения в океане (по данным спутниковых изображений) // Исследования Земли из космоса. № 3. С. 18-26.
6. Иванов В.В., Кораблев А.А. Формирование и регенерация внутрипикноклинной линзы в Норвежском море // Метеорология и гидрология, 1995а. № 9. С. 102-108.
7. Иванов В.В., Кораблев А.А. Динамика внутрипикноклинной линзы в Норвежском море // Метеорология и гидрология, 1995б. № 10. С. 55-59.
8. Малинин В.Н., Шмакова В.Ю. Изменчивость энергоактивных зон океана в Северной Атлантике // Фундаментальная и прикладная климатология, 4, 2018, С. 56-70. DOI: 10.21513/2410-8758-2018-4-55-70
9. Новоселова Е.В., БелоненкоТ.В. Изопикническая адвекция в Лофотенской котловине Норвежского моря // Фундаментальная и прикладная гидрофизика. 2020. Т. 13, № 3. С. 56-67. doi: 10.7868/S2073667320030041
10. Сандалюк Н.В., Белоненко Т.В. Сезонная изменчивость термохалинной
структуры мезомасштабных вихрей в регионе Лофотенской котловины // Фундаментальная и прикладная гидрофизика, Том 14, №1, 2021, С. 15-30.
https://doi.org/10.7868/S2073667321010020
11. Федоров А.М., Башмачников И.Л., Белоненко Т.В. Зимняя конвекция в Лофотенской котловине по данным буев ARGO и гидродинамического моделирования // Вестник Санкт-Петербургского университета. Науки о Земле, 2019. Т. 63. Вып. 3. С. 345-356.https://doi.org/10.21638/spbu07.2019.308.
12. Зинченко В.А., Гордеева С.М., Собко Ю.В., Белоненко Т.В.
Мезомасштабные вихри Лофотенской котловины по спутниковым данным // фундаментальная и прикладная гидрофизика, Вып. 3, 2019, Том 12, С. 46-54,
doi:10.7868/S2073667319030067
13. Bashmachnikov I.L., Sokolovskiy M.A., Belonenko T.V., Volkov D.L., Isachsen P.E., Carton X. On the vertical structure and stability of the Lofoten vortex in the Norwegian Sea // Deep-Sea Res. I, 2017b, Vol. 128, P. 1-27. https://doi.org/10.1016Zj.dsr.2017.08.001
14. Belonenko T.V., Travkin V.S., Koldunov A.V., Volkov D.L. Topographic experiments over dynamical processes in the Norwegian Sea // Russ. J. Earth. Sci., 2021, 21, ES1006, doi: 10.2205/2020ES000747.
15. Belonenko T.V., Zinchenko V.A., Fedorov A.M., Budyansky M.V., Prants S.V., Uleysky M.Yu. Interaction of the Lofoten vortex with a satellite cyclone // Pure and Applied Geophysics, 2021, 178, P. 287-300. https://doi.org/10.1007/s00024-020-02647-1
16. Belonenko T., Zinchenko V., Gordeeva S., Raj R.P. Evaluation of heat and salt transports by mesoscale eddies in the Lofoten Basin // Russ. J. Earth Sci., 2020, 20, ES6011, doi:10.2205/2020ES000720.
17. Bosse A., Fer I., Lilly J.M., Soiland H. Dynamical controls on the longevity of a non-linear vortex: The case of the Lofoten Basin Eddy // Scientific Reports, 2019, Vol. 9. 13448. https://doi.org/10.1038/s41598-019-49599-8
18. Broeker W. The great ocean conveyor // Natural Hist. Magaz. 1987. V. 97. P. 74¬82.
19. Broome S., Chafik L., Nilsson J. Mechanisms of decadal changes in sea surface height and heat content in the eastern Nordic Seas // Ocean Science, 2020, 16, P. 715-728. https://doi.org/10.5194/os-16-715-2020
20. Carnevale G.F., Kloosterziel R.C., van Heijst G.J.F. Propagation of barotropic vortices over topography in a rotating tank // J. Fluid Mech., 1991. Vol. 233. P. 119-125.
21. Chelton D.B., Gaube P., Schlax M.G., Early J.J., Samelson R.M. The influence of nonlinear mesoscale eddies on near-surface oceanic chlorophyll // Science. 2011. Vol. 334, I. 6054. P. 328-332. doi:10.1126/science.1208897
22. D’Asaro E.A. Observations of small eddies in the Beaufort Sea // Journal of
Geophysical Research: Oceans, 1988, Vol. 93, I. C6. P. 6669-6684.
https://doi.org/10.1029/JC093iC06p06669
23. Dong C., McWilliams J.C., Liu Y., Chen D. Global heat and salt transports by
eddy movement // Nature Communications, 2014, 5(1), 3294.
https://doi.org/10.1038/ncomms429
24. Eden C., Boning C. Sources of Eddy Kinetic Energy in the Labrador Sea // Journal of Physical Oceanography. 2002. Vol. 32, I. 12. P. 3346-3363. doi:10.1175/1520- 0485(2002)032<3346:SOEKEI>2.0.CO;2
25. Eldevik T., Nilsen J.E.0., lovino D., Olsson K.A., Sando A.B., Drange H. Observed sources and variability of Nordic seas overflow // Nature Geoscience, 2009, P. 2-5. DOI: 10.1038/NGEO518
26. Fer I., Bosse A., Ferron B., Bouruet-Aubertot P. The Dissipation of Kinetic Energy in the Lofoten Basin Eddy // Journal of Physical Oceanography, 2018. Vol. 48. I. 6. P. 1299-1305.
27. Fernandez-Castro B., Evans D.G., Frajka-Williams E., Vic C., Naveira-Garabato A. Breaking of internal waves and turbulent dissipation in an anticyclonic mode water eddy // Journal of Physical Oceanography. 2020. Vol. 50, I. 7. P. 1893-1914. doi:10.1175/JPO-D-19- 0168.1
28. Flor J.B., van Heijst G.J.F., Deflos R. Decay of dipolar vortex structures in a stratified fluid // Physics of Fluids, 1995, 7(2), P. 374-379.
29. Gill A.E., Green J.S.A., Simmons A.J. Energy partition in the large-scale ocean circulation and the production of mid-ocean eddies // Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts, 1974, Vol. 21, I. 7. P. 499-528. https://doi.org/10.1016/0011-7471(74)90010-2
30. Gordeeva S., Zinchenko V., Koldunov A., Raj R.P., Belonenko T., Statistical analysis of long-lived mesoscale eddies in the Lofoten basin from satellite altimetry // Advances in Space Research, Vol. 68, I. 2, 2021, P. 364-377.
31. Hausmann U., Czaja A., Marshall J. Mechanisms controlling the SST air-sea heat flux feedback and its dependence on spatial scale // Climate Dyn. 2017. No 48. P. 1297-1307. https://doi.org/10.1007/s00382-016-3142-3
32. Hebert D. The available potential energy of an isolated feature // Journal of
Geophysical Research: Oceans, 1988, Vol. 93, I. C1. P. 556-564.
https://doi.org/10.1029/JC093iC01p00556
33. Hughes C.W., Miller P.I. Rapid water transport by long-lasting modon eddy pairs in the southern midlatitude oceans // Geophysical Research Letters, 2017, Vol. 44, I. 24, P. 12,375-12,384. https://doi.org/10.1002/2017GL075198
34. Jakobsen P., Ribergaard M., Quadfasel D., Schmith T., Hughes C. Near-surface circulation in the northern North Atlantic as inferred from Lagrangian drifters: Variability from the mesoscale to interannual // Journal of geophysical research, 2003. Vol. 108. No. C8. P. 3251-3254.
35. Johan H., Fang H. Horizontal vortex ring motion in linearly stratified media // Physics of Fluids, 1997, 9(9), P. 2605-2616.
36. Kara A.B., Rochford P.A., Hurlburt H.E. An optimal definition for ocean mixed layer depth // J. Geophys. Res., 2000. No. 105 (C7). P. 16803-16821.
37. Koldunov A.V., Belonenko T.V. Hydrodynamic Modeling of Vertical Velocities in the Lofoten Vortex // Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics. 2020. Vol. 56, No. 5. P. 502-511.https://doi.org/10.1134/S0001433820040040
38. Lahaye N., Zeitlin V., Dubos T. Coherent dipoles in a mixed layer with variable
buoyancy: theory compared to observations // Ocean Modelling, 2020, 153(2), 101673.
https://doi.org/10.1016/j.ocemod.2020.101673
39. Larichev V.D., Reznik G.M. On two-dimensional solitary Rossby waves // Doklady Akademii Nauk, 1976, 231(5), P. 1077-1079.
40. Lozier M.S., Li F., Bacon S., Bahr F., Bower A.S., Cunningham S.A., de Jong M.F., de Steur L., De Young B., Fischer J., Gary S.F., Greenan B.J. W., Holliday N.P., Houk A., Houpert L., Inall M.E., Johns W.E., Johnson H. L., Johnson C., Karstensen J., Koman G., Le Bras I.A., Lin X., Mackay N., Marshall D.P., Mercier H., Oltmanns M., Pickart R.S., Ramsey A.L., Rayner D., Straneo F., Thierry V., Torres D.J., Williams R.G., Wilson C., Yang J., Yashayaev I., Zhao J. A sea change in our view of overturning in the subpolar North Atlantic // Science, 2019, 363, P. 516-521, https://doi.org/10.1126/science.aau6592
41. Orvik K. The deepening of the Atlantic water in the Lofoten Basin of the Norwegian Sea, demonstrated by using an active reduced gravity model // Geophysical research letters, 2004. Vol. 31. L01306. P. 1-3.
42. Isachsen P.E. Baroclinic instability and the mesoscale eddy field around the Lofoten Basin // Journal of Geophysical Research: Oceans, 2015, 120, P. 2884-2903.
43. Kang D., Curchitser E. N. On the evaluation of seasonal variability of the ocean kinetic energy // Journal of Physical Oceanography. 2017. Vol. 47, iss. 7. P. 1675-1683. doi:10.1175/JPO-D-17-0063.1
44. Kohl A. Generation and Stability of a Quasi-Permanent Vortex in the Lofoten Basin // J. Phys. Oceanogr. 2007. V. 37. No. 11. P. 2637—2643.
45. Kumar P. B., Vialard J., Lengaigne M., Murty V.S.N., McPhaden M.J. TropFlux: air-sea fluxes for the global tropical oceans—description and evaluation // Climate Dynamics. 2011. No 38. P. 1521-1543. https://doi.org/10.1007/s00382-011-1115-0
46. Manucharyan G.E., Timmermans M.-L. Generation and separation of mesoscale eddies from surface ocean fronts // Journal of Physical Oceanography, 2013, 43, P. 2545-2556. https://doi.org/10.1175/JPO-D-13-094.1
47. Martinez-Moreno J., McC. Hogg A., Kiss A.E., Constantinou N.C., Morrison A.K. Kinetic energy of eddy-like features from sea surface altimetry // Journal of Advances in Modeling Earth Systems, 2019, Vol. 11, I. 10. P. 3090-3105. https://doi.org/10.1029/2019MS001769
48. McWilliams J.C. Maps from the mid-ocean dynamics experiment: part I. Geostrophic stream function // Journal of Physical Oceanography, 1976, 6(6), P. 810-827. https://doi.org/10.1175/1520-0485(1976)006%3c
49. Novoselova E.V. Seasonal variability of the potential vorticity in the Lofoten Vortex // Russian Journal of Earth Sciences, 2022. In Print.
50. Nilsen J.E., Falck E. Variations of mixed layer properties in the Norwegian Sea for the period 1948-1999 // Progress in Oceanography. 2006. No. 70. P. 58—89.
51. Pedersen O.P., Zhou M., Tande K.S., Evandsen A. Eddy formation on the coast of Norway-Evidenced by synoptic sampling // ICES J. Mar. Sci., 2005. Vol. 62. P. 615-626.
52. Pedlosky J. Geophysical fluid dynamics // Springer-Verlag, 1987, p. 624.
53. Raj R.P., Chafik L., Nilsen J.E.0., Eldevik T., Halo I. The Lofoten Vortex of the Nordic seas // Deep-sea research I, 2015. Vol. 96. P. 1-2.
54. Prants S.V., Budyansky M.V., Ponomarev V.I., Uleysky MYu. Lagrangian study of transport and mixing in a mesoscale eddy street // Ocean Modelling, 2011, 38(1-2), P. 114-125.https://doi.org/10.1016/j.ocemod.2011.02.008
55. Prants S.V., Budyansky M.V., Uleysky MYu. Lagrangian fronts in the ocean //
Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics, 2014, 50(3), P. 284-291.
https://doi.org/10.1134/S0001433814030116
56. Prants S.V., Uleysky MYu., Budyansky M.V. Lagrangian oceanography: large- scale transport and mixing in the ocean // Physics of earth and space environments. Springer-Verlag: Berlin, Germany, 2017
57. Raj R.P., Halo I., Chatterjee S., Belonenko T., Bakhoday-Paskyabi M., Bashmachnikov I., Fedorov A., Xie J. Interaction between mesoscale eddies and the gyre circulation in the Lofoten Basin // Journal of Geophysical Research: Oceans. 2020. Vol. 125, I. 7. e2020JC016102. https://doi.org/10.1029/2020JC016102
58. Reid R.O., Elliott B.A., Olson D.B. Available potential energy: A clarification // Journal of Physical Oceanography, 1981. Vol. 11, I. 1. P. 15-29.https://doi.org/10.1175/1520-0485(1981)011<0015:APEAC>2.0.CO;2
59. Sandalyuk N.V., Bosse A., Belonenko T.V. The 3D structure of Mesoscale Eddies
in the Lofoten Basin of the Norwegian Sea: a composite analysis from altimetry and in situ data // Journal of Geophysical Research: Oceans, 2020, 125, P. 1-6.
https://doi.org/10.1029/2020JC016331
60. Schneider N., Qiu B. The Atmospheric Response to Weak Sea Surface Temperature Fronts // American Meteorological Society, 2015. Vol. 72. P. 3356-3377. https://doi.org/10.1175/JASD-14-0212.1
61. Segtnan O.H., Furevik T., Jenkins A.D. Heat and freshwater budgets of the Nordic seas computed from atmospheric reanalysis and ocean observations // Journal of Geophysical Research, 2011, No. 116, C11003. https://doi.org/10.1029/2011JC006939
62. Shchepetkin A.F. Interaction of Turbulent Barotropic Shallow-Water Flow With Topography // Proceedings of Hawaiian Winter Aha Huliko'a Workshop, 1995. P. 225-237.
63. Small R.J., Bryan F.O., Bishop S.P., Tomas R.A. Air-Sea Turbulent Heat Fluxes in Climate Models and Observational Analyses: What Drives Their Variability? // Journal of Climate. 2019. Vol. 32. P. 2397-2421.https://doi.org/10.1175/JCLI-D-18-0576.1
64. Smith K.S. The geography of linear baroclinic instability in Earth’s oceans //
Journal of Marine Research, 2007, 65(5), P. 655-683.
https://doi.org/10.1357/002224007783649484
65. Soiland H., Chafik L., Rossby T. On the long-term stability of the Lofoten Basin Eddy // Journal of Geophysical Research: Oceans. 2016. Vol. 121, iss. 7. P. 4438-4449. https://doi.org/10.1002/2016JC011726
66. Soiland H., Prater M.D., Rossby T. Rigid topographic control of currents in the
Nordic Seas // Geophysical Research Letters, 2008. Vol. 35. L18607.
doi:10.1029/2008GL034846.
67. Stern M.E. Minimal properties of planetary eddies // Journal of Marine Research, 1975, 33(1), P. 1-5.
68. Stern M.E., Voropaev S.I. Formation of vorticity fronts in shear flow // Physics of Fluids, 1984, 27(4), P. 848-855.
69. Sun X., Wu R. Spatial scale dependence of the relationship between turbulent surface heat flux and SST // Climate Dynamics, 2022, No. 58, P. 1127-1145. https://doi.org/10.1007/s00382-021-05957-9
70. Trodahl M., Isachsen P.E. Topographic influence on baroclinic instability and the mesoscale eddy field in the Northern North Atlantic Ocean and the Nordic Seas // Journal of Physical Oceanography. 2018. Vol. 48, iss. 11. P. 2593-2607. doi:10.1175/JPO-D-17-0220.1
71. Vesman A.V., Bashmachnikov I.L., Golubkin P.A., Raj R.P. The coherence of the oceanic heat transport through the Nordic seas: oceanic heat budget and interannual variability // Ocean Science Discuss, 2020,https://doi.org/10.5194/os-2020-109, [preprint]
72. Volkov D.V., Kubryakov A.A., Lumpkin R. Formation and variability of the Lofoten basin vortex in a high-resolution ocean model, Deep-sea research I, 2015. V. 105. P. 142-144.
73. Volkov D.L., Belonenko T.V., Foux V.R. Puzzling over the dynamics of the Lofoten Basin - a sub-Arctic hot spot of ocean variability // Geophysical Research Letters, 2013, 40(4), P. 738-743. https://doi.org/10.1002/grl.50126
74. Voropaev S.I., Afanasyev Y.D. Vortex structures in a stratified Fluid // Chapman and Hall, 1994a, p. 230
75. Voropaev S.I., Afanasyev Y.D. Symmetric interaction of developing horizontal jet in a stratified fluid with a vertical cylinder // Physics of Fluids, 1994b, 6, P. 2032-2037.
76. Voropaev S.I., Afanasyev Y.D., Filippov I.A. Horizontal jets and vortex dipoles in a stratified fluid // Journal of Fluid Mechanics, 1991, 227, P. 543-566.
77. White M.A., Heywood K.J. Seasonal and interannual changes in the North Atlantic subpolar gyre from Geosat and TOPEX/POSEIDON altimetry // Journal of Geophysical Research: Oceans. 1995. Vol. 100, iss. C12. P. 24931-24941. doi:10.1029/95JC02123
78. Xu A., Yu F., Nan F., Ren Q. Characteristics of subsurface mesoscale eddies in the northwestern tropical Pacific Ocean from an eddy-resolving model // Journal of Oceanology and Limnology, 2020. Vol. 38, No. 5. P. 1421-1434. https://doi.org/10.1007/s00343-020-9313-4
79. Yu L.-S., Bosse A., Fer I., Orvik K.A., Bruvik E.M., Hessevik I., Kvalsund K. The Lofoten Basin eddy: Three years of evolution as observed by Seagliders // Journal of Geophysical Research: Oceans, 2017, 122, No. 8, P. 6814-6834
80. Zhan P., Subramanian A., Yao F., Kartadikaria Aditya R., Guo Daquan, Hoteit I. The eddy kinetic energy budget in the Red Sea // Journal of Geophysical Research: Oceans, 2016. Vol. 121, iss. 7. P. 4732-4747. doi:10.1002/2015JC011589