Russian Federation
Russian Federation
Purpose. The work is aimed at studying the changes in thermal structure of the Black Sea upper layer during seasonal winter cooling in 2009−2010. Methods and Results. The NEMO-OASIS-WRF (NOW) coupled sea-atmosphere mesoscale model with the 2 km horizontal resolution is used. The changes in the sea upper layer during the 01.12.2009–28.02.2010 period are reproduced and the temporal variability of water temperature at different depths is considered. For a characteristic point in the deep-sea part, it has been shown that the upper mixed layer thickness increased with time, whereas the cold intermediate layer upper boundary lowered as a result of the entrainment of colder water from below to the upper warmer mixed layer. It is also indicated that lowering of the cold intermediate layer upper boundary is accompanied by an increase of its tempera-ture. In order to describe the cold intermediate layer evolution during winter cooling, two criteria are proposed: minimum water temperature in the 0−120 m layer and difference between this value and the sea surface temperature. Vertical temperature profiles at different stages of winter cooling are obtained and the main changes in thermal structure of the sea upper layer are considered. It is particularly shown that in course of winter cooling, the cold but less salty water at the northwestern shelf does not mix with the open sea waters due to a large horizontal density gradient. Conclusions. When describing the seasonal winter changes in the upper mixed layer, it is necessary to take into account not only heat transfer to the atmosphere through its upper boundary, but also the verti-cal turbulent exchange through its lower boundary. The heat accumulated during summer in the upper mixed layer is transferred not only to the atmosphere; its small part also goes to the lower levels, which leads to an increase of the cold intermediate layer temperature. The influence of boundary conditions, namely the inflow of waters with different features from the Marmara Sea, can result in the formation of areas where the cold intermediate layer, though formally absent as a layer between two 8°C isotherms, exists as an intermediate layer of colder (by 3−4°C) water as compared to the upper mixed layer. During the period under consideration, vertical mixing including the transfer of warmer and less salty waters from the upper mixed layer to the lower ones was most intensive in the western part of the sea. This fact is assumed to be a result of the inhomogeneous sea cooling: heat flux directed from the sea surface to the atmosphere decreases from 200 W/m2 in the northwestern part of the sea up to 50 W/m2 in its south-eastern part.
mesoscale coupled modeling, NOW sea-atmosphere model, cold intermediate layer, winter cooling, Black Sea
Введение
Важной особенностью вертикальной структуры верхнего слоя северных морей является наличие слоя пониженной температуры, который возникает в результате сезонного зимнего выхолаживания с поверхности моря. Этот слой ограничивается снизу устойчивым слоем повышенной солености − галоклином и перекрывается в летний период теплым верхним квазиоднородным слоем (ВКС) и сезонным термоклином. Холодный промежуточный слой (ХПС) характерен для северных морей и районов с достаточно низкими значениями зимней температуры. К ним относятся районы Северной Атлантики, в частности Балтийское море. Черное море также является таким бассейном.
В основе развития ХПС лежит термическая структура верхнего слоя моря, которая сформировалась на заключительном этапе сезонного осенне-зимнего выхолаживания. По завершении сезонного выхолаживания холодный слой может занимать уже всю верхнюю часть моря до поверхности, и в этом случае он уже не является промежуточным. Последующее развитие этой холодной области с началом сезонного нагрева и в дальнейшем становление ее как промежуточного слоя, располагающегося под летним сезонным термоклином, зависит от ряда факторов, таких как скорости диссипации и адвективных процессов в самом слое. Согласно данным обработки результатов буйковых измерений в море, время жизни изолированного ХПС может доходить до двух-трех лет [1].
Основной причиной обновления ХПС является неравномерное сезонное охлаждение верхнего слоя Черного моря в осенне-зимний период. Как известно, в глубоководной части моря наиболее сильное охлаждение ВКС происходит в центральных частях западного и восточного циклонических круговоротов, в мелководной части – на северо-западном шельфе (СЗШ) [2, 3]. Впоследствии эти более холодные воды распространяются на остальную часть моря: опускаются вдоль основного пикноклина к перифериям водоворотов, а также переносятся вдольбереговым Основным Черноморским течением (ОЧТ) и связанными с ним прибрежными мезомасштабными вихрями [4–6]. Помимо длительного и постепенного сезонного охлаждения на Черном море также случаются короткие периоды интенсивного охлаждения ВКС во время вторжений холодного воздуха (в западной части моря) [7, 8] и новороссийской боры (в восточной части) [9].
Холодный промежуточный слой в Черном море − достаточно изменчивое во времени явление, для которого характерна межгодовая изменчивость. Исследования межгодовой изменчивости ХПС проводились неоднократно как по данным наблюдений [10, 11], так и при помощи численных моделей [12]. В частности, было обнаружено, что в некоторые годы наблюдаются и периоды отсутствия ХПС. В последнее десятилетие эта тенденция значительного ослабления и даже исчезновения ХПС обсуждается в литературе и иногда связывается с глобальным изменением климата в сторону потепления [13–15].
Типичным примером временной изменчивости ХПС является период 2009−2010 гг. Ниже на указанном примере будет рассмотрен процесс затухания ХПС в ходе зимнего выхолаживания в конце 2009 − начале 2010 г., который был численно воспроизведен в совместной модели атмосфера – море с высоким пространственным разрешением. В предыдущей нашей работе [7] на более коротком временном интервале в 5 дней были проведены численные эксперименты по определению чувствительности к отдельным физическим механизмам формирования глубокого проникающего охлаждения.
Краткое описание численного моделирования
Выбор параметров совместной мезомасштабной модели NEMO-OASIS-WRF (NOW) [16], состоящей из атмосферной модели WRF и морской модели NEMO, более детально описан в наших предыдущих работах (см., напр., [7]). Пространственное разрешение при моделировании составляло 2 км. В атмосферной модели использовалось 37 вертикальных уровней, в морской ‒ 75, из которых 38 располагались в верхнем 100-метровом слое. Для параметризации планетарного пограничного слоя в WRF использовалась схема Yonsei University scheme. Для параметризации вертикального турбулентного перемешивания в NEMO применялась схема Generic Length Scale. Результаты моделирования выводились с шагом 1 ч. Начальные условия для морской модели, а также рельеф дна были взяты из глобального реанализа Copernicus с разрешением 1/12°, а начальные и граничные условия для атмосферной модели – из реанализа ERA5. Расчет был начат 1 декабря 2009 г. и продолжался до 28 февраля 2010 г. При этом в атмосферной модели использовалось спектральное «притягивание» – метод, при котором атмосферные поля во время моделирования каждые 6 ч корректируются (подтягиваются к крупномасштабным полям реанализа).
Вертикальная структура верхнего слоя моря
На рис. 1 показан временной ход температуры поверхности моря (ТПМ) и температуры на глубинах 60 и 80 м, а также скорости приводного ветра и суммарного (явный + скрытый + коротковолновый + длинноволновый) потока тепла от поверхности. Видно (рис. 1, c), что в течение первых двух месяцев сезонного зимнего охлаждения поверхностная температура почти монотонно уменьшалась от 14°C до минимального значения ~ 8°C. На графиках температуры также видны инерционные колебания с периодом ~ 17 ч.
Важной особенностью, нарушающей среднюю скорость охлаждения верхнего слоя, являются два эпизода резкого увеличения скорости понижения ТПМ: 12−16 декабря 2009 г. и особенно 22−27 января 2010 г. (выделены на рис. 1, c черными кружочками). Хорошо видно, что они сопровождаются резким повышением скорости приводного ветра и увеличением потока тепла от поверхности моря в атмосферу (рис. 1, а, b). Последний отмеченный эпизод, определенный как случай холодного вторжения воздуха в атмосферу Черноморского региона, был рассмотрен ранее [7].
Из рис. 1, c также видно, что в декабре и январе изменения ТПМ (график sst) никак не отражаются на температуре ХПС (графики t60 и t80). Начиная с февраля ТПМ опускается ниже 8°С и колебания температуры на трех уровнях происходят примерно в одинаковой фазе. Это говорит о том, что вертикальным перемешиванием в феврале охвачен весь верхний слой до глубины 80 м.
Р и с. 1. Временные изменения в точке 32° в. д., 43,5° с. ш. за период 01.12.2009–28.02.2010 г.: a – скорости ветра на высоте 10 м; b – суммарного потока тепла; c – температуры воды на поверхности и на глубинах 60 и 80 м (черными кружками выделены два случая скачкообразного понижения температуры поверхности моря)
F i g. 1. Temporal changes of wind speed at the 10 m height (a), total heat flux (b) and water temperature at the surface and at depths 60 and 80 m (c) at point 32° E, 43.5° N for the period 01.12.2009–28.02.2010 (two cases of sharp drops in sea surface temperature are highlighted by black circles)
На рис. 2 показано изменение вертикальной структуры поля температуры в ходе рассмотренного периода зимнего охлаждения. Хорошо выражен верхний квазиоднородный слой, температура которого со временем понижается до 8°C, а глубина увеличивается от первоначального значения 35 м до > 50 м. Вторая характерная особенность трансформации ХПС заключается в уменьшении его толщины вплоть до исчезновения как промежуточного холодного слоя. При этом видно, что уменьшение толщины ХПС происходит вследствие опускания верхней границы этого слоя.
Более наглядно характер изменения параметров верхнего слоя в ходе сезонного выхолаживания показывают вертикальные профили температуры, градиента солености dS/dz и частоты плавучести N, приведенные на рис. 3 для той же точки, что и на рис. 2. Профили показаны для трех последовательных моментов времени: 3 декабря 2009 г. (начало расчета), 20 января 2010 г. (середина, непосредственно до начала последнего эпизода холодного вторжения) и 28 февраля 2010 г. (конец расчета). Хорошо видна указанная выше особенность трансформации ХПС на заключительном этапе его исчезновения. Физическим механизмом этого явления, т. е. понижения его верхней границы, является вовлечение более холодной воды в верхний более теплый квазиоднородный слой. Отметим, что сам механизм вовлечения на нижней границе ВКС на начальном этапе осеннего заглубления хорошо известен и был предметом многих исследований [17].
Р и с. 2. Изменение вертикальных профилей температуры в точке 32° в. д., 43,5° с. ш. за период 01.12.2009–28.02.2010 г. Поле температуры сглажено по времени с использованием скользящего среднего по 17 точкам
F i g. 2. Change in vertical temperature profiles at point 32° E, 43.5° N for the period 01.12.2009–28.02.2010. The temperature field is smoothed in time using a sliding average of 17 points
Опускание верхней границы ХПС в декабре и январе сопровождается усилением галоклина (рис. 3, b). В отличие от температуры соленость вод изменяется главным образом за счет адвекции и вертикального перемешивания, влияние испарения с поверхности моря мало: за три расчетных месяца суммарное изменение солености на поверхности моря в рассматриваемой точке составило < 2% (для сравнения − изменение ТПМ составляло ≈ 40%). Видно, что уже после первого месяца расчета температура воды в рассматриваемой точке слабо меняется с глубиной (рис. 3, а) и устойчивая стратификация в слое 40−60 м обеспечивается исключительно вертикальным градиентом солености. Как видно из рис. 3, b, c, графики dS/dz и N для января и февраля очень похожи.
Р и с. 3. Профили температуры (а), вертикального градиента солености (b) и частоты плавучести (c) в точке 32° в. д., 43,5° с. ш. в декабре (черная кривая) 2009 г., январе (красная) и феврале (синяя) 2010 г.
F i g. 3. Profiles of temperature (a), vertical salinity gradient (b) and buoyancy frequency (c) at point 32° E, 43.5° N in December (black curve) 2009, January (red curve) and February (blue curve) 2010
Графики частоты плавучести хорошо описывают исчезновение ХПС: по мере выравнивания температуры по глубине частота плавучести уменьшается (рис. 3, c). Максимум N приходится на нижнюю границу ВКС и по мере заглубления этого слоя также смещается вниз.
Как видно из рис. 2, 3, опускание верхней границы ХПС также сопровождается повышением его температуры: в течение двух месяцев минимальная температура в ХПС в рассматриваемой точке повышается от 7 до 8°C. Таким образом, во время сезонного охлаждения ВКС не все накопленное за лето тепло уходит в атмосферу: часть, хотя и небольшая, передается на нижележащие уровни, приводя к уменьшению холодозапаса ХПС и его исчезновению как промежуточного по глубине слоя.
Пространственная структура ХПС
Описание пространственного распределения ХПС в Черном море в отличие от отдельных параметров морской среды, таких как температура или соленость, достаточно условно вследствие неопределенности и изменчивости определяющих его параметров. Традиционно ХПС в Черном море определяется как слой в границах изотерм 8°С, но в последнее время используются также критерии 8,35 и 8,7°С [18]. Средняя глубина залегания ХПС в Черном море составляет 60 м, однако в пограничных областях она может опускаться до 100−120 м. Поэтому, чтобы наглядно показать, как изменялось пространственное распределение ХПС в Черном море, используем не формальные критерии, а непосредственно поля температуры воды на разных глубинах.
На рис. 4, а, c, e для трех моментов времени показано пространственное распределение минимальной температуры воды (tmin) в верхнем слое толщиной 120 м, т. е., по сути, температура ядра ХПС. Стрелками обозначены течения на глубине 20 м. На рис. 4, b, d, f для тех же моментов времени показана разница (∆t) между tmin и температурой поверхности моря, что позволяет определить перепад температуры между ВКС и ядром ХПС. Эта величина может иметь важное значение при рассмотрении ХПС как одного из факторов экранирования тепло- и массообмена между ВКС и галоклином.
Как видно из рис. 4, a, b, в начале интенсивного зимнего похолодания в мелководной части моря севернее 44,5° с. ш., а также вдоль западного и юго-западного побережья температура воды во всем слое до дна была выше 11−12°С. В области глубин < 30 м слой хорошо перемешан по вертикали, перепад температур |∆t| < 0,1°С. В глубоководной части моря хорошо выражен ХПС: температура его ядра составляет 7−8°С, а ∆t изменяется в диапазоне от –8 до –4°С. Исключением является область повышенных значений tmin в юго-западной части моря. Там температура от поверхности до глубины 120 м выше 9−10°С, т. е. формально ХПС отсутствует. Причиной этому являются глубинные положительные аномалии в полях температуры и солености, которые возникли вследствие притока более теплых и соленых вод из Мраморного моря. Отметим, что эти аномалии присутствуют в начальных условиях для морской модели NEMO, т. е. в данных Copernicus. На основании рис. 4, a, b можно сделать вывод, что отсутствие ХПС по формальному признаку как слоя между изотермами 8°С не всегда означает отсутствие перепада температуры с глубиной. В области повышенных значений tmin перепад температуры между ядром промежуточного слоя и ВКС может достигать 4°С.
Поле приповерхностных течений, воспроизведенное в модели, содержит известные особенности циркуляции Черного моря. В частности, на рис. 4, а выделяются прибрежные антициклонические вихри в области ОЧТ, такие как Севастопольский, Калиакрский и Босфорский круговороты с центрами (32,5° в. д., 44,5° с. ш.), (29,2° в. д., 43,7° с. ш.) и (28,5° в. д., 42,5° с. ш.), а также характерный для зимы циклонический круговорот в юго-восточном углу моря (41° в. д., 42° с. ш.).
На рис. 4, c, d показаны те же поля, что и на рис. 4, a, b, но позднее, через полтора месяца после начала расчетного периода. Как видно, в северной части моря еще сохраняется четкая граница между более теплыми и менее солеными водами СЗШ и прибрежной области и более плотными водами открытого моря. Температура воды в мелководной части еще относительно велика, > 9°С. И только севернее 44,5° с. ш., в области глубин < 30 м, наблюдаются холодные воды с температурой 6−7°С. В глубоководной части моря значение |∆t| меньше, чем в начале расчета, и составляет в основном 2–4°С.
|
|
Р и с. 4. Минимальная температура воды, tmin, в слое 0–120 м (слева) и разность tmin–ТПМ (справа). Векторами показана скорость течения на глубине 20 м F i g. 4. Minimum water temperature, tmin, in the 0–120 m layer (left) and difference tmin–SST (right). Vectors show current velocity at the 20 m depth
|
|
|
Рис. 4, c, e хорошо показывает, как повлияли течения на пространственное распределение температуры воды. Под влиянием ОЧТ глубинная аномалия теплых соленых вод из юго-западной части сместилась вдоль побережья в центральную, а затем в юго-восточную часть моря. Эта аномалия была немного захвачена западным циклоническим круговоротом (ЗЦК), в результате чего в юго-западной части моря наблюдаются небольшие положительные аномалии tmin даже после того, как основная аномалия сместилась на восток.
Рис. 4, b, d, f иллюстрирует, как происходит исчезновение ХПС в глубоководной части моря в результате зимнего выхолаживания и вертикального перемешивания. Как видно из рис. 4, f, через два месяца после начала расчета вдоль северной ветви ОЧТ, в керченском циклоническом круговороте (36° в. д., 44,5° с. ш.), а также на периферии ЗЦК |∆t| не превышает 0,1°С. Здесь произошло выравнивание по глубине температуры в верхнем 120-метровом слое и, соответственно, ХПС исчез. После двух месяцев зимнего охлаждения ХПС лучше всего сохранился в юго-восточной части моря, где перепад температур составляет –4 … –2°С в отличие от западной части, где ∆t по модулю не превышает 2°С.
Рассмотрим, как изменялась вертикальная структура поля температуры во всем море во время сезонного охлаждения. На рис. 5 и 6 для трех моментов времени показаны поля температуры на вертикальных разрезах, проведенных по 43,5° с. ш. и 31,5° в. д.
Как видно из рис. 5, в восточной части моря, за исключением области вблизи Кавказского побережья, верхняя граница ХПС располагается немного выше, чем в западной, разница в глубине залегания достигает 10 м. Рис. 5, a, b демонстрирует опускание верхней границы ХПС в процессе сезонного выхолаживания за счет увеличения толщины ВКС: в области западнее 31° в. д. толщина ВКС за почти полтора месяца увеличилась на 10 м (рис. 5, b). В восточной части опускание верхней границы ХПС незаметно, так как здесь произошел подъем ядра этого слоя в среднем на 8−9 м, вызванный зимним усилением восточного циклонического круговорота. В западной части подъем ядра ХПС был меньше и составил 3−4 м.
Через два месяца после начала расчета ХПС сохранился в основном только в восточной части моря, где глубина его залегания составляет 40−50 м в области 35−38° в. д. и 80−90 м вблизи Кавказского побережья (рис. 5, c). Отметим, что к концу расчета в отдельных областях на глубинах 60 м возникает уже теплый промежуточный слой, т. е. слой воды с более высокой (> на 0,5–1°С) температурой по сравнению с ТПМ. Это объясняется усилением основного галоклина в процессе сезонного охлаждения и связанного с ним вертикального перемешивания.
На основании рис. 4, 5 можно предположить, что перемешивание с вовлечением более теплых и пресных вод из ВКС на нижележащие уровни было наиболее интенсивным в западной части моря. Это может быть связано с неравномерным охлаждением моря в рассматриваемый период. Не приводя иллюстраций, укажем, что поток тепла, направленный от поверхности моря в атмосферу, уменьшается от 200 Вт/м2 в северо-западной части моря до 50 Вт/м2 в юго-восточной. Это, в свою очередь, обусловлено неоднородным распределением приводной скорости ветра и температуры воздуха: в северо-западной части эти величины, средние по времени, составляли ~ 10 м/с и 0°С, в юго-восточной ~ 5 м/с и 10°С.
Р и с. 5. Температура воды на вертикальном разрезе, проведенном по 43,5° с. ш., для тех же сроков, что на рис. 4. Черным цветом закрашена суша
F i g. 5. Water temperature on a vertical section along 43.5° N for the same periods as in Fig. 4. Land is shaded in black
Поток тепла от поверхности (Q) − один из двух главных факторов изменения ТПМ наряду с вертикальным перемешиванием [7]. Изменение температуры ВКС можно рассчитать суммированием по времени величин , где Cp и ρ – теплоемкость и плотность морской воды; hi – толщина перемешанного слоя в i-й момент времени (определяется в модели как глубина уровня, ниже которого коэффициенты турбулентного обмена незначительны); Qi – поток тепла в i-й момент времени; 3600 с – шаг по времени, с которым выводились результаты моделирования. Для разреза на рис. 5, c понижение температуры за два месяца составляет ~ 4,5−5°С в западной и 3,5−4°С в восточной глубоководной части моря.
Покажем, как изменялась со временем вертикальная структура полей температуры и плотности в районе СЗШ на меридиональном разрезе, проведенном по 31,5° в. д. (рис. 6). В начале расчета южнее 42,5° с. ш. хорошо выделяется показанная на рис. 4, а область вод с повышенной температурой. Средняя глубина залегания ХПС на разрезе составляет 60 м, температура его ядра меняется от 7–7,5°С в северной части разреза до 9–10°С в южной. Перепад температур между ХПС и ВКС даже в южной части существенен и составляет 3–4°С (рис. 6, а).
Р и с. 6. Температура воды на вертикальном разрезе, проведенном по 31,5° в. д. Черным цветом закрашена суша
F i g. 6. Water temperature on a vertical section along 31.5° E. Land is shaded in black
По мере развития сезонного охлаждения в прибрежной области, в районе свала глубин, возникает и усиливается прогиб основного пикноклина, что особенно хорошо видно на рис. 6, c. После завершения зимнего выхолаживания в этой прибрежной области (44,5–44,7° с. ш.) наблюдается относительно теплая вода, температура которой на 1°С выше, чем в окружающей среде. Скорость восточного течения в указанной области также достигает больших значений, до 0,6 м/с (не показано). По-видимому, повышенные значения температуры в районе свала глубин поддерживаются ОЧТ, которое переносит теплую воду (рис. 4, e). При этом холодная вода СЗШ не смешивается с водами открытого моря из-за наличия большого горизонтального градиента плотности (рис. 6, c).
Отметим, что рассмотренный пример и особенности развития ХПС относятся к периоду, когда интенсивность зимнего выхолаживания была достаточно высокой и глубокое проникающее охлаждение захватило область ХПС. В более теплый зимний сезон развитие ХПС в следующем году происходит на фоне сохранившегося под ним холодного слоя.
Заключение
В работе на примере зимы 2009−2010 гг. рассмотрена эволюция ХПС в процессе сезонного выхолаживания. Было показано, что при описании зимнего изменения ВКС нужно учитывать не только теплоотдачу в атмосферу через верхнюю границу, но и вертикальный турбулентный обмен через нижнюю границу. Этот процесс приводит к постепенному увеличению температуры ХПС и уменьшению его толщины за счет опускания верхней границы.
Во время зимнего охлаждения в результате вовлечения более холодных и соленых вод в ВКС происходит усиление галоклина на глубинах 40−60 м. Это обеспечивает сохранение больших значений частоты плавучести в верхнем слое, несмотря на почти полное исчезновение вертикального градиента температуры.
Показано, что влияние граничных условий в виде притока вод с другими свойствами из Мраморного моря может существенно изменить пространственное распределение ХПС. В области повышенных температур ХПС хотя и отсутствует формально как слой между двумя изотермами 8°С, но проявляется как промежуточный слой более холодной (> на 3−4°С) воды по сравнению с ВКС. Холодный промежуточный слой в этот период (за небольшими исключениями) занимает бо́льшую часть моря.
В западной части моря имело место более интенсивное перемешивание, чем в восточной: после двух месяцев зимнего охлаждения ХПС сохранился в основном только в юго-восточной части. По-видимому, это связано с неравномерным охлаждением моря в рассматриваемый период: поток тепла, направленный от поверхности моря в атмосферу, составлял ~ 200 Вт/м2 в северо-западной части моря и ~ 50 Вт/м2 в юго-восточной.
На построенных зональных разрезах температуры видно, что в западной части моря сезонное охлаждение привело к увеличению толщины ВКС. В восточной части увеличение толщины ВКС сопровождалось интенсивным подъемом основного ядра ХПС в связи с активизацией зимней циркуляции в Черном море.
На приведенных меридиональных разрезах температуры, плотности и скорости течения можно видеть, что в рассматриваемом случае вертикальное распределение температуры в северо-западной части моря, в районе свала глубин, определялось главным образом теплым Основным Черноморским течением.
1. Akpinar A., Fach B. A., Oguz T. Observing the subsurface thermal signature of the Black Sea cold intermediate layer with Argo profiling floats // Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers. 2017. Vol. 124. P. 140–152. https://doi.org/https://doi.org/10.1016/j.dsr.2017.04.002
2. Ivanov L. I., Beşiktepe Ș., Özsoy E. The Black Sea Cold Intermediate Layer // Sensitivity to Change: Black Sea, Baltic Sea and North Sea / Eds. E. Özsoy, A. Mikaelyan. Dordrecht : Springer, 1997. P. 253–264. (NATO ASI Series ; vol. 27). https://doi.org/10.1007/978-94-011-5758-2_20
3. Ovchinnikov I. M., Popov Yu. I. Formirovanie holodnogo promezhutochnogo sloya v Cher-nom more // Okeanologiya. 1987. T. 27, № 5. S. 739–746.
4. Control of Black Sea intermediate water mass formation by dynamics and topography: Compar-ison of numerical simulations, surveys and satellite data / E. V. Stanev [et al.] // Journal of Ma-rine Research. 2003. Vol. 61, iss. 1. P. 59–99. https://doi.org/10.1357/002224003321586417
5. Staneva J. V., Stanev E. V. Cold Intermediate Water formation in the Black Sea. Analysis on Numerical Model Simulations // Sensitivity to Change: Black Sea, Baltic Sea and North Sea / Eds. E. Özsoy, A. Mikaelyan. Dordrecht : Springer, 1997. P. 375–393. (NATO ASI Series ; vol. 27). https://doi.org/10.1007/978-94-011-5758-2_29
6. Korotaev G. K., Knysh V. V., Kubryakov A. I. Issledovanie processov formirovaniya holodnogo promezhutochnogo sloya po rezul'tatam reanaliza gidrofizicheskih poley Cher-nogo morya za 1971–1993 gg. // Izvestiya Rossiyskoy akademii nauk. Fizika atmosfery i okeana. 2014. T. 50, № 1. S. 41–56. EDN RTOUVN. https:/doi.org/10.7868/S0002351513060102
7. Efimov V. V., Yarovaya D. A. Chislennoe modelirovanie reakcii Chernogo morya na vtorzhe-nie anomal'no holodnogo vozduha 23–25 yanvarya 2010 goda // Morskoy gidrofizicheskiy zhurnal. 2024. T. 40, № 1. S. 130–145. EDN GAKMLD.
8. Efimov V. V., Yarovaya D. A. Chislennoe modelirovanie konvekcii v atmosfere pri vtor-zhenii holodnogo vozduha nad Chernym morem // Izvestiya Rossiyskoy akademii nauk. Fi-zika atmosfery i okeana. 2014. T. 50, № 6. S. 692–703. EDN SYYYLX. https://doi.org/10.7868/S0002351514060078
9. Efimov V. V., Komarovskaya O. I., Bayankina T. M. Vremennye harakteristiki i sinop-ticheskie usloviya obrazovaniya ekstremal'noy novorossiyskoy bory // Morskoy gidro-fizicheskiy zhurnal. 2019. T. 35, № 5. S. 409–422. EDN XAHKNF. https://doi.org/10.22449/0233-7584-2019-5-409-422
10. Belokopytov V. N. Mezhgodovaya izmenchivost' obnovleniya vod holodnogo promezhutoch-nogo sloya Chernogo morya v poslednie desyatiletiya // Morskoy gidrofizicheskiy zhurnal. 2010. № 5. S. 33–41. EDN TOERWX.
11. Dorofeev V. L., Suhih L. I. Izuchenie dolgovremennoy izmenchivosti dinamiki Chernogo morya na osnove assimilyacii distancionnyh izmereniy v modeli cirkulyacii // Izvestiya Rossiyskoy akademii nauk. Fizika atmosfery i okeana. 2017. T. 53, № 2. S. 254−264. EDN YRWQMX. https://doi.org/https://doi.org/10.7868/S000235151702002X
12. Black Sea thermohaline properties: Long-term trends and variations / S. Miladinova [et al.] // Journal of Geophysical Research: Oceans. 2017. Vol. 122, iss. 7. P. 5624–5644. https://doi.org/10.1002/2016JC012644
13. Demyshev S. G., Korotaev G. K., Knysh V. V. Evolyuciya holodnogo promezhutochnogo sloya Chernogo morya po rezul'tatam assimilyacii klimaticheskih dannyh v modeli // Morskoy gidrofizicheskiy zhurnal. 2002. № 4. S. 3–19. EDN YWOJVR.
14. Formation and changes of the Black Sea cold intermediate layer / S. Miladinova [et al.] // Pro-gress in Oceanography. 2018. Vol. 167. P. 11–23. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2018.07.002
15. Stanev E. V., Peneva E., Chtirkova B. Climate Change and Regional Ocean Water Mass Disap-pearance: Case of the Black Sea // Journal of Geophysical Research: Oceans. 2019. Vol. 124, iss. 7. P. 4803–4819. https://doi.org/10.1029/2019JC015076
16. The NOW regional coupled model: Application to the tropical Indian Ocean climate and tropical cyclone activity / G. Samson [et al.] // Journal of Advances in Modeling Earth Systems. 2014. Vol. 6, iss. 3. P. 700–722. https://doi.org/10.1002/2014MS000324
17. Kraus E. B., Turner J. S. A one-dimensional model of the seasonal thermocline II. The general theory and its consequences // Tellus. 1967. Vol. 19, iss. 1. P. 98–106. https://doi.org/10.1111/j.2153-3490.1967.tb01462.x
18. Morozov A. N., Man'kovskaya E. V. Holodnyy promezhutochnyy sloy Chernogo morya po dannym ekspedicionnyh issledovaniy 2016–2019 godov // Ekologicheskaya bezopasnost' pribrezhnoy i shel'fovoy zon morya. 2020. № 2. S. 5–16. EDN RALEUS. https://doi.org/10.22449/2413-5577-2020-2-5-16
