МОРСЬКИЙ ГІДРОФІЗИЧНИЙ ІНСТИТУТ

НАЦІОНАЛЬНОЇ АКАДЕМІЇ НАУК УКРАЇНИ

АРТАМОНОВ ЮРІЙ ВОЛОДИМИРОВИЧ

УДК 551.465

СЕЗОННА МІНЛИВІСТЬ ВЕЛИКОМАСШТАБНОЇ

ЦИРКУЛЯЦІЇ ВОД І ТЕРМОХАЛІННИХ ФРОНТІВ

ПІВДЕННОЇ АТЛАНТИКИ

11.00.08 – океанологія

Автореферат

дисертації на здобуття наукового ступеня

доктора географічних наук

Севастополь – 2005

Дисертація є рукописом

Робота виконана в Морському гідрофізичному інституті Національної академії наук України

Офіційні опоненти:

Доктор географічних наук, професор Брянцев Валентин Олексійович,

Південний науково-дослідний інститут морського рибного господарства й океанографії Міністерства аграрної політики України, провідний науковий співробітник

Доктор географічних наук, професор Суховій Вікторина Федорівна,

Одеський державний екологічний університет Міністерства освіти і науки України, професор кафедри океанології

Доктор біологічних наук, професор Самишев Ернест Зайнуллінович,

Інститут біології південних морів ім. О.О. Ковалевського Національної академії наук України, головний науковий співробітник

Провідна організація:

Інститут геологічних наук Національної академії наук України, м. Київ

Захист дисертації відбудеться 27 січня 2006 р. о 11годині на засіданні спеціалізованої вченої ради Д. 50.158.01 Морського гідрофізичного інституту за адресою: 99011, м. Севастополь,

вул. Капітанська, 2

З дисертацією можна ознайомитися в бібліотеці Морського гідрофізичного інституту

за адресою: 99011, м. Севастополь, вул. Капітанська, 2

Автореферат розісланий 23 грудня 2005 р.

Вчений секретар

Спеціалізованої вченої ради Д. 50.158.01

доктор географічних наук Совга О.Є.

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність теми. Дослідження особливостей циркуляції вод і гідрологічних фронтів, як на регіональному рівні, так і в цілому для всього океану, має фундаментальне наукове і практичне значення для рішення проблем формування і мінливості клімату, визначення високопродуктивних районів промислу. Південна Атлантика (ПівдА) є проміжною ланкою в глобальній термохалінній циркуляції, що пов'язує Північну Атлантику з іншими океанами. Глибинні води Північної півкулі, що формуються в Атлантиці, поширюються на південь, де попадають у систему Антарктичної циркумполярної течії. З цією течією вони поширюються у східному напрямку в Індійський і Тихий океани. У свою чергу в Південній Атлантиці розташовані джерела формування Субтропічної й Антарктичної проміжної водних мас, якi розповсюджуються на північ та впливають на режим вод Північної Атлантики. Важлива роль ПівдА в процесах глобального тепломасообміну обумовлена більш високою, у порівнянні з Північною Атлантикою, енергією атмосферної циркуляції. Вона викликає в цьому регіоні більш потужні течії. У Південній півкулі діють Південна пасатна течiя (ПiвдПТ), яка майже вдвічі потужніша, ніж Північна пасатна течія, і Антарктична циркумполярна течiя (АЦТ), що по своїй потужності не має аналогів у Світовому океані. Інтенсивна циркуляція вод і наявність потужніх джерел формування водних мас сприяють утворенню в ПiвдА системи великомасштабних фронтів, що визначають розподіл зон високої біологічної продуктивності. Україна, ставши в 1995 р. членом Комісії зі збереження морських живих ресурсів Антарктики, підтвердила свій інтерес до вивчення й освоєння бiоресурсiв ПiвдА. Оптимальна експлуатація біологічних ресурсів і контроль екологічної рівноваги між об'єктами промислу, що виловлюються й відтворюються, вимагають бiльш досконалих методів довготермінового прогнозу стану екологічних систем і їхніх абiотичних складових, зокрема, течій і фронтів. Гідрологічні фронти і течiї відіграють також важливу роль при формуванні великомасштабних аномалій термохалiнних характеристик, тому що являють собою границi кліматичних зон. Вони впливають на розміри, орієнтацію, напрямок поширення і тривалість існування аномалій, визначаючи таким чином регіональні особливості мiжрiчної мінливості гідрофізичних полів.

Незважаючи на важливу роль процесів, що протікають у ПiвдА, цей регіон, як і раніше, в гідрологічному відношенні є найменш вивченим районом Світового океану. З часу останніх вітчизняних узагальнень досліджень структури вод у ПiвдА (Грузинов, 1986; Саруханян, Смирнов, 1986) минуло майже 20 років. Дослідження закордонних авторів 80-90 рр. базуються, головним чином, на матеріалах окремих експедицій (Peterson, Stramma, 1991). Дотепер мало робіт, у яких проводився б спільний аналіз сезонної мінливості поля вітру, кінематичної і термохалiнної структури вод. Залишається багато невирішених проблем, пов'язаних з особливостями циркуляції вод, існують протирiччя у визначенні географічного положення фронтів і їхньої сезонної мінливості.

За останні роки виконана серія міжнародних і вітчизняних океанографічних експериментів у різних районах ПiвдА, що дозволило істотно збільшити масив океанографічних даних для цього регіону. В даний час створені сучасні банки океанографічної інформації. Крім гідрологічних даних накопичений майже 30-річний ряд супутникових вимірів поверхневої температури океану (ТПО) і 10-річний ряд альтиметричних спостережень. Ці дані розширюють наші можливості в дослідженні просторово-часової мінливості структури вод океану. У зв'язку з вищесказаним представляється актуальним розширити наші уявлення про циркуляцію вод, потужнiсть фронтів, об'єми водних мас, особливостi їхньої сезонної динаміки в Південній Атлантиці. З цією метою були узагальнені накопичені до цього часу океанографічні дані, представлені в сучасних масивах гідрологічної і супутникової інформації, а також використані нові дані, отримані при виконаннi Нацiональної програми досліджень України в Антарктиці під час Українських морських антарктичних експедицій (УАЕ).

Зв'язок роботи з науковими програмами. Дисертаційна робота виконана в рамках наступних державних програм і проектів:

1.

2.

3.

4.

Мета і задачі досліджень. Мета дисертаційної роботи – дослідити середній стан циркуляції вод і великомасштабних фронтів у Південній Атлантиці і їхню сезонну мінливiсть на основі аналiзу найбільш повних сучасних масивів гідрологічних і супутникових даних. Встановити основні механізми, що контролюють сезонну мінливість циркуляції вод і гідрологічних фронтів.

Для досягнення поставленої мети вирішувалися наступні задачі:

1. Вивчалися особливості просторово-часової мінливості основних зовнішніх факторів (поля вітру, радіаційного та теплового балансу океану), що керують рухом вод та впливають на формування фронтів.

2. Досліджувалися фонові термохалiннi умови формування циркуляції і великомасштабних фронтів ПiвдА.

3. Аналізувалася загальна схема циркуляції ПiвдА за результатами обробки гідрологічних масивів і супутникових даних по альтиметрії, досліджувалися особливості сезонної мінливості геострофічних течій і їхній зв'язок з мінливістю великомасштабного поля вітру.

4. Досліджувалися кліматичні фронти ПiвдА в полях температури та солоності, уточнювалися критерії їхнього виділення, закономірності сезонної мінливості на основі масивів гідрологічних і супутникових даних.

5. Досліджувалася сезонна мінливість водних мас ПiвдА, оцінювався їхній зв'язок з положенням і інтенсивністю великомасштабних фронтів.

6. Аналізувалися структура фронтів, характеристики геострофiчної циркуляції, термохалiннi характеристики водних мас у маловивченій західній частині моря Скотiя й у протоці Брансфiлда за результатами спостережень в Українських морських антарктичних експедиціях.

Об'єкт і предмет досліджень. Об'єкт досліджень – комплекс гідрологічних явищ: течії, гідрологічні фронти і водні маси Пiвденної Атлантики.

Предмет досліджень – середній стан, сезонна мінливість циркуляції вод, гідрологічних фронтів і водних мас ПiвдА; виділення головних критеріїв визначення положення великомасштабних фронтів; оцінка зв'язку інтенсивності фронтів і об'ємів водних мас у різних кліматичних зонах; виявлення основних механізмів формування фронтів.

Методи дослідження. Робота виконана на основі традиційних принципів і методів класичної океанографії, які полягають в застосовуванні при обробці й аналізі фактичних і кліматичних даних динамічного методу розрахунку течій, T,S-аналізу, об'ємно-статистичного T,S-аналізу, методу гармонійного аналізу, дисперсійного та кореляційного аналізів. Для верифікації закономірностей розподілу гідрофізичних полів, отриманих по гідрологічних даних, були залучені супутникові виміри ТПО і дані по альтиметрії.

Наукова новизна отриманих результатів. На основі аналiзу сучасних гідрологічних і супутникових масивів досліджена циркуляція вод і фронти Південної Атлантики, встановлені основні закономірності їхнього сезонного циклу:–

вперше показана великомасштабна реакція ПівдА на сезонні варіації поля вітру, що проявляється в збільшенні (зменшенні) площ Південного субтропічного антициклонічного (ПівдСАК) і Південного тропічного циклонічного (ПівдТЦК) кругообiгiв при ослабленні (посиленні) пасату і зсуву західних вітрів у помірних широтах на південь (північ);–

вперше встановлено, що сезонна мінливість кругообiгiв супроводжується ослабленням (посиленням) системи екваторіальних протитечій і посиленням (ослабленням) і зсувом гiлок Південної пасатної течії на північ (південь), а течій помірних широт на південь (північ). Сезонний сигнал геострофiчних течій на поверхні океану запізнюється з заходу на схід на 2-4 місяцi. Максимальне запізнювання (до 6 місяців) спостерігається в Антарктичнiй циркумполярнiй течії; –

вперше показано, що структура фронтальної системи в тропіках асиметрична щодо екватора і фронти в південних тропіках більш інтенсивні на сході океану, а в помірних широтах – на заході. У сезонній мінливості фронтів переважає річний сигнал, що визначається варіаціями поля вітру і теплового балансу океану. В антарктичній зоні інтенсивність фронтів залежить від вітру і льодового режиму. Вперше були виділені нові фронти, яким дані відповідні назви: Фронт Північної гілки Південної пасатної течії, Південні гілки Південного тропічного і Південного субекваторiального фронтів;–

визначено, що сезонна мінливість джерел формування водних мас пов'язана із широтними зсувами фронтів, амплітуда яких визначається особливостями рельєфу дна і вертикальною потужністю фронтів. Установлено, що площі основних субтропічних водних мас і їхніх периферійних модифікацій у сезонному циклі змінюються у протифазi;–

встановлено, що води Зони злиття морів Уедделла і Скотiя (ЗЗУС) між Південними Оркнейськими і Південними Шетландськими островами в літній період формуються в результаті опускання вод моря Уедделла в зоні конвергенції поверхневих течій під впливом поля вітру. Фронт, що формує західну ділянку ЗЗУС, утворюється в результаті адвекції теплої і солоної Циркумполярної глибиної водної маси в протоку Брансфiлда при її взаємодії з холодними і менш солоними глибинними водами цієї протоки.

Практична значимість отриманих результатів. Результати роботи можуть бути використані при рішенні ряду прикладних проблем:

1. Задач навігаційного забезпечення і безпеки мореплавання в штормовому і навігаційно-небезпечному регіоні Світового океану – Південній Атлантиці й антарктичних водах; проблем льодового прогнозування, у морській геології і супутниковій гідрофізиці.

2. Для прогнозу внутрішньорічної мінливості біологічних полів, ресурсних оцінок і розробки методів довготермiнового прогнозу стану популяції антарктичного крилю, ефективного пошуку і промислу крилю і риб на акваторії Атлантичного сектора Антарктики.

3. При складанні атласів по гідрології Атлантики.

4. При плануванні досліджень в Українських антарктичних експедиціях у субтропічних і полярних широтах Південної Атлантики.

5. При моделюванні циркуляції і структури вод як граничні умови.

6. При створенні курсів лекцій по регіональній океанографії для студентів і аспірантів.

7. Отримані дисертантом результати включені в національні звіти Українського антарктичного центру, Міжнародної Антарктичної комісії, опубліковані у провiдних українських та російських періодичних виданнях.

Особистий внесок автора. Автором сформульована основна концепція і розроблена методологія досліджень по темі дисертації. У дисертації використані матеріали, отримані, за участю автора, у 11-ти океанічних експедиціях (10, 11, 15, 41, 43 рейси НДС “Академик Вернадский”; 30 і 36 рейси НДС “Михаил Ломоносов”; 60 i 61 рейси НДС “Эрнст Кренкель”; 3 i 4 рейси НИС “Горизонт”), що проводили дослідження в Тропічній і Південній Атлантицi. В експедиціях автор очолював роботу загонів гідрології і течій, приймаючи активну участь у плануванні і проведенні експериментальних досліджень. Основна частина розрахунків по темі дисертації і їхній аналіз виконані автором самостійно. Без співавторів опубліковані роботи [1-8], інша частина результатів, що ввійшли в дисертацію, опублікована в співавторстві. У роботах [12, 13, 18, 23, 25, 27, 28, 38] викладені результати експедиційних досліджень, у яких автор ставив задачі і керував роботою загонів океанографії, брав участь у забортних роботах, обробці й аналізі польових матеріалів. У роботах [9, 10, 17, 20, 24, 32, 37] здобувачем узагальнені результати польових досліджень у тропічній зоні Атлантичного океану за матеріалами декількох експедицій. У роботах [16, 26] викладені результати океанографічного експерименту в районі Української антарктичної станції “Академік Вернадський”. Автор брав участь у його проведенні, обробці й аналізі отриманих матеріалів. У роботах [11, 14, 15, 19, 22, 30, 31, 34, 36, 41] розрахунок геострофічних течій і циркуляції вод, об'ємно-статистичний аналіз водних мас виконані автором самостійно. У роботах [29, 33, 35, 39, 42] здобувачем сформульована головна концепція про зв'язок на сезонному масштабі інтенсивності великомасштабних кругообiгiв ПiвдА з положенням фронтів і джерел формування водних мас, проведені розрахунки й аналіз результатів. У роботах [21, 40] дисертантом запропонований підхід до дослідження фронтів в Атлантичному океані з використанням супутникових вимірів ТПО, розроблена методика оцінки достовiрності отриманих результатів по незалежних контактних і супутникових вимірах.

Апробація результатів дисертації. Результати дисертаційної роботи були представлені: на 6-й регіональній конференції “Комплексное изучение природы Атлантического океана” (Калінінград, 1991); симпозіумі “Комплексный глобальный монитоpинг Миpового океана” (Монако, 1991); Міжнародних конференціях “Oceans, Atmosphere, Hydrology Noulimar Geophysics” (Вашингтон, 1993, 1994, 1995); Міжнародної конференції “TOGA 95” (Хобарт, 1995); Міжнародної конференції “Dynamics of ocean and atmosphere” (Москва, 1995); Міжнародному симпозіумі “International Year of the Ocean, Oceanic Fronts and Related Phenomena, K. Fedorov Memorial Symposium” (Санкт-Петербург, 1998); Міжнародної конференції “World Ocean Circulation Experiment (WOCE), Ocean Circulation and Climate” (Галифакс, 1998); симпозіумі “International Union of Geodesy and Geophysics” (Бирмингем, 1999); конференції Європейського Геофізичного Співтовариства (Париж, 2000); семінарі відділу експедиційних досліджень УкрНЦЕМ (Одеса, 2000); на засіданні кафедри океанології Таврiйського Національного університету (Сімферополь, 2000); семінарах робочої групи “Антарктика” МГI НАН України (Севастополь, 2001, 2002); розширеному семінарі кафедри океанології Одеського Державного університету (Одеса, 2001); I-й і II-й Українських конференціях по Антарктиці (Київ, 2001, 2004); Міжнародних конференціях “Системы контроля окружающей среды” (Севастополь, 2001, 2002, 2004); Міжнародної конференції “Гидрометеорология и охрана окружающей среды-2002” (Одеса, 2002); науково-технічних семінарах Українського антарктичного центру (Київ, 2002, 2003); засіданнях Ученої ради Морського гідрофізичного інституту НАН України (Севастополь, 1997, 1998, 1999, 2001, 2002).

Публікації. По темі дисертації опубліковані 143 роботи (дві колективні монографії, 55 статей у наукових журналах, 16 статей у збірниках наукових праць, 15 статей у Бюлетенях Українського антарктичного центру, 6 препринтів МГI НАН України, 9 статей депоновані у ВIНIТI, 40 тез доповідей на наукових конференціях), з них 8 робіт опубліковано без співавторів. Вимогам ВАК України до наукових видань, у яких публікуються результати дисертаційних робіт зі спеціальності “океанологія”, відповідають 38 робіт [1-4, 9-42], у яких цілком відображені основні результати дисертації.

Структура дисертації. Дисертація містить список умовних скорочень і складається з вступу, чотирьох розділів, загальних висновків, списку літератури. Дисертація викладена на 363 сторінках машинописного тексту, куди входить 120 рисунків. Список літератури включає 342 джерела, з яких половина належить закордонним дослідникам.

ОСНОВНИЙ ЗМІСТ РОБОТИ

Вступ присвячений короткому огляду історії дослідження даного питання і його актуальності, визначені мета і задачі; об'єкт і предмет досліджень, дана загальна характеристика використовуваних матеріалів, обґрунтована фундаментальна і прикладна значимість роботи. Показано зв'язок роботи з державними науковими програмами і проектами.

У першому розділі дається опис фізико-географічних умов у регіоні, фонових термохалiнних характеристик і їхньої сезонної мінливості. У підрозділі 1.1 аналізуються фактори, що формують структуру вод Південної Атлантики. Описано особливості рельєфу дна (пункт 1.1.1) на основі батиметричної карти, побудованої автором за даними масиву World Ocean Database (WOD-98). У пунктах 1.1.2, 1.1.3 за даними масивів (Hellerman, Rosenstein, 1983) і (Climatology Interdisciplinary Data Collection-98 (CIDC-98)) аналізуються просторові особливості баричного і вітрового полiв над ПiвдА. Підкреслюється домінуючий вплив на клімат регіону областей високого тиску: Пiвденноатлантичного субтропічного (ПiвдАСА) і Антарктичного антициклонів і центрів низького тиску бiля узбережжя Аргентини, у районі Південних Оркнейських і Південних Сандвiчевих островів і в морi Уедделла. Максимальні амплітуди річної гармоніки поля тиску спостерігаються в зоні антарктичної депресії, біля берегів Бразилії і Південно-Західного узбережжя Африки. В Антарктичному антициклоні тиск змінюється з піврічним періодом, тому пояс низького тиску навколо Антарктиди з грудня по березень і з червня по вересень зміщується до Південного полюса. Відзначається, що на більшій частині Південної Атлантики в сезонній мінливості вітрів переважає річний період, у помірних і полярних широтах збільшується внесок піврічної гармоніки.

У пункті 1.1.4 уточнюється сезонна мінливість складових теплового балансу поверхні океану ПiвдА по нових даних М.А. Тимофеєва й О.В. Юровського (2004). Розмiрнiсть величин у дужках в МДж/м2/добу. Отримано, що найбільші значення радіаційного балансу Rn (> 20) спостерігаються на північній периферії ПiвдАСА. Найменші значення Rn (< 6) характерні для антарктичних вод біля крайки льоду. На цих широтах максимальні значення Rn (10-11) спостерігаються в грудні-січні. У червні-липні значення Rn стають негативними (-2). Максимальна тепловіддача (21) за рахунок витрат тепла на випаровування і турбулентний обмін (H+LE) відзначається в червні-липні між 10-15 пiвд.ш. і 20-30 з.д., коли тут значення Rn мінімальні, а швидкість вітру максимальна. Південніше 40 пiвд.ш. і на схід вiд 10 з.д. двічі в році (у травні і жовтні) значення H+LE стають негативними.

Основний максимум зовнішнього теплового балансу Bo (> 6) спосте-рігається на сході тропіків. Негативні значення Bo (< -9) відзначені на південній периферії ПiвдАСА та у кругообігу моря Уедделла. Максимальні амплітуди річної гармоніки Bo характерні для східної частини ПiвдАСА (> 10) і для району Фолклендської течії (> 9). Максимум Bo (> 12) на бiльшiй частинi акваторії спостерігається в грудні. У травні-липні в зоні сходження Бразильської та Фолклендської течій і в області Південно-Атлантичної течії відзначається тепловіддача через поверхню океану (-10 – -12).

У наступному підрозділі 1.2 досліджується сезонна мінливість гідрологічних полів. У пункті 1.2.1 обговорюються помилки визначення їхнього сезонного сигналу. Відзначається, що переважними є погрішності, що виникають внаслідок синоптичної і мiжрiчної мінливості. Сумарна погрішність разових вимірів не тільки досягає, але часом перевищує амплітуду сезонного сигналу. Відзначається, що згладжування гідрологічних полів дозволяє зменшити помилку відновлення сезонного сигналу до 10-30%. Показано також, що при забезпеченості середньомісячних значень параметра 10-15 вимірами погрішність оцінки амплітудно-фазових характеристик річного сигналу не перевищує 10-15%. Аналіз розподілу середньоквадратичних відхилень (СКВ) температури поверхні океану, розрахованих по найбільш забезпечених вимірами супутникових даних, дозволив встановити, що на більшій частині ПiвдА сезонний хід ТПО в 2-3 рази перевищує її мiжрiчнi варіації (рис. 1а).

Особлива увага в цьому підрозділі надається порівнянню сезонної мінливості ТПО по різних типах даних (база WOD-98; масив Levitus, Boyer, 1994; супутникові виміри ТПО). Отримано високі значення коефіцієнтів кореляції R при 95%-ном рівні значимості між середньомісячними полями ТПО по трьох масивах даних. Мінімальні значення R (~ 0.75) відзначаються взимку Південної півкулі, коли гідрологічних спостережень мало. У теплі місяці, найбільш забезпеченi даними, величини R близькі до 1 (~ 0.95). Порівняння внутрішньорічного ходу полів ТПО, величин амплітуд річної гармоніки, розрахованих по трьох масивах, також показало тісний зв'язок (R ~ 0.74-0.98) між рiзними типами даних (рис. 1б, в). Ці результати дають підставу автору використовувати супутникові дані для верифікації сезонного циклу поля ТПО і температурних фронтів, розрахованих по гідрологічних даних.

Для уточнення фонових гідрологічних умов у пункті 1.2.2 аналізуються термохалiнна структура вод і її сезонна мінливість. Відзначається, що максимальні значення амплітуди річної гармоніки ТПО (4°С) спостерігаються в Гвінейській затоці. З глибиною амплiтуди річних коливань зменшуються і на горизонтi 200 м не перевищують 0.1-0.2°С. У помірних і високих широтах значні річні коливання ТПО (3-4°С) типові для зони сходження Бразильської (БТ) і Фолклендської (ФТ) течій. Тут же відзначаються максимальні значення амплітуди піврічних коливань температури (0.5-0.7°С). Максимум ТПО в ПiвдА припадає на лютий-березень, що обумовлено сезонним ходом теплового балансу на поверхні океану.

Області максимальної мінливості солоності річного періоду на поверхні океану розташовані в прибережних районах поблизу гирл великих рік, а саме Амазонки (> 3‰), Ла-Плати (> 1.5‰), Нігеру (> 2‰), де вони визначаються сезонними коливаннями опадів і річкового стоку. З глибиною сезонні зміни солоності різко зменшуються і на 50 м не перевищують 0.1‰. Піврічна амплітуда сезонного ходу солоності (> 0.1‰) найбільш значима на південній периферії ПiвдСАК у зоні сходження БТ і ФТ на поверхні океану.

Рис. 1. Просторовий розподіл СКОсез/СКОміж по супутникових даних (а), внутрішньорічний хід коефіцієнта кореляції між ТПО по трьох типах даних уздовж 50° з.д. (б) і 60° півд.ш. (в).

В другому розділі дисертації уточнюються схема великомасштабної циркуляції вод і її сезонна мінливість. У підрозділі 2.1 приведений огляд вивченості течій ПiвдА. Показано, що найбільш досліджено течії тропічної зони океану, зона сходження БТ і ФТ, АЦТ у протоці Дрейка. Підкреслюється, що сезонна мінливість течій ПiвдА вивчена недостатньо. Далі в підрозділі 2.2 аналізуються результати діагностичного моделювання течій по трьох моделях, що відображують основні напрямки діагнозу циркуляції вод. Перша – це модель загальної циркуляції океану (IЛ00-модель) із кроком розрахункової сітки 1? (Іванов, Лебедєв, 2000). Друга, так звана “груба” модель EG94 має розрізнення, типове для моделей “океан-атмосфера”, використовуваних при дослідженні кліматичної мінливості (England, Garcon, 1994). Крок розрахункової сітки складає 1.8? по довготі і 1.6? по широті. Третя модель, включена в аналіз, – вихоророзв'язувальна модель Parallel Ocean Climate Model (РОСМ) із кроком розрахункової сітки 0.4? по довготі і 0.25? по широті (Semther, Chervin, 1992).

При порівнянні результатів різних модельних розрахунків відзначено, що, незважаючи на деякі відмінності, головні елементи циркуляції вод ПiвдА відтворюються різними моделями однаково. До них відносяться: основні великомасштабні кругообiги, перенос вод у західному приграничному шарi з Південної в Північну півкулю, східна екваторіальна протитечія, зона сходження БТ і ФТ і АЦТ. Ці елементи циркуляції прийняті за основу при подальшому аналізі результатів розрахунків геострофічних течій, при цьому циркуляція вод, розрахована по гідрологічних даних, зіставляється з результатами розрахунків по альтиметрії і вимірами ТПО із супутників.

У підрозділі 2.3 досліджуються великомасштабна геострофiчна циркуляція вод і її сезонна мінливість на основi масиву (Levitus, Boyer, 1994). На цих даних ґрунтуються також результати, викладені в пунктах 2.3.1-2.3.5 і підрозділі 2.4. Встановлено, що Південний субтропічний антициклонічний кругообіг просліджується в шарі 0-3000 м, при цьому глибше 1000 м його інтенсивність зменшується в 4-5 разів. Південний тропічний циклонічний кругообіг поширюється до глибин не більш 1000 м. Відзначено, що сезонна мінливість поля динамічних висот відносно 1000 м характеризується найбільшими амплітудами річної гармоніки (5-10 дин. см) у зоні сходження БТ і ФТ, у Гвінейській затоці, на західній і північної периферіях ПівдСАК. Внесок піврічної гармоніки зростає в Гвінейській затоці, у зоні сходження БТ і ФТ.

Встановлено, що кліматичні кругообіги характеризуються значними внутрішньорічними змінами їх розмiрiв (рис. 2). Виявлено зв'язок між швидкістю південно-східного пасату, широтним положенням осі західного переносу в помірних широтах і площею ПівдСАК. Показано, що реакція океану на сезонні варіації великомасштабного поля вітру проявляється в зміні границь і площ ПівдСАК і ПівдТЦК. Ослаблення (посилення) південно-східного пасату і зсув на південь (на північ) осі західного переносу в помірних широтах на початку (середині) року супроводжується асинхронним збільшенням (зменшенням) площ ПівдСАК і ПівдТЦК. Зміна площ динамічних балок (гребенів) кругообігів супроводжується збільшенням (зменшенням) об'ємів теплих і холодних вод у центральних частинах кругообігів. Найбільш тісний зв'язок між полем вітру і динамікою вод спостерігається при фазовому зсуві в 3-4 місяцi для ПівдСАК і 4-5 місяців для ПівдТЦК.

У пунктах 2.3.3-2.3.5 викладено результати дослідження сезонної мінливості геострофічних течій, що утворюють кругообіги ПівдА. У роботі вперше описаний сезонний цикл градієнтних складових трьох гілок Південної пасатної течії і Південної екваторіальної протитечії (ПівдЕП). Показано, що в центральній частині океану (30? з.д.) швидкість Північної гілки ПівдПТ (ПівнГ ПівдПТ) досягає максимальних значень у вересні (25 см/с), майже у фазі з максимумом швидкості вітру. На сході (10? з.д.) в інтенсивності ПівнГ ПівдПТ і поля вітру відзначені два максимуми – один у червні, другий в листопаді. Для Центральної гілки ПівдПТ (ЦГ ПівдПТ) на 30? з.д. максимум швидкості (24 см/с) спостерігається в березні. На схід (10? з.д.) він зсувається на червень, при цьому трохи зменшується (22 см/с), а стрежень течії займає крайнє північне положення (4? півд.ш.) у липні і грудні.

Рис. 2. Динамічна топографія (відн. 1000 дб) у березні (а) і вересні (б).

Встановлено, що Південна екваторіальна протитечія в центральній частині океану на 30? з.д. проявляється в другій половині року. При цьому кліматичні швидкості ії невеликі, максимум (4 см/с) відзначається в серпні, коли підсилюється південно-східний пасат. У східній частині Гвінейської затоки південніше екватора виділені два струмені східного напрямку. Північний струмінь служить продовженням течії Ломоносова та названий Північною гілкою ПівдЕП. Більш інтенсивний південний струмінь є продовженням власне ПівдЕП, що формується в центральній частині океану. Цей потік названий Південною гілкою ПівдЕП (ПівдГ ПівдЕП). Сезонні коливання швидкості ПівдГ ПівдЕП на 10? с.д. мають піврічний сигнал з максимумами в квітні (4 см/c) і грудні (6 см/с). При цьому поле вітру має тут річний сигнал, що свідчить про вплив на інтенсивність ПівдГ ПвідЕП вітрових умов над іншими, більш віддаленими районами океану.

У пункті 2.3.4 досліджується внутрішньорічна мінливість системи течій ПівдСАК, що включає Південну гілку ПівдПТ (ПівдГ ПівдПТ), Бразильську, Південно-Атлантичну (ПівдАТ) і Бенгельську (БенТ) течії. Показано, що на 10? з.д. меридіональна структура ПівдГ ПівдПТ має два максимуми швидкості, оскільки утворюється за рахунок злиття вод БенТ і ПівдАТ. Північний, більш інтенсивний струмінь, якому відповідає основний максимум, найбільш розвинутий у лютому (7 см/с). На 30? з.д. ПівдГ ПівдПТ характеризується тільки одним екстремумом швидкості, що зсувається з 12? півд.ш. у травні на 18? півд.ш. у серпні. Максимальна швидкість течії (5-6 см/с) відзначена в квітні-травні.

Показано, що між 10? і 20? півд.ш. Бразильська течія як градієнтний потік над глибинами більше 1000 м значну частину року не проявляється. З червня по вересень, коли підсилюється південно-східний пасат і ПівдГ ПівдПТ зсувається до півдня, тут існує слабкий потік південного напрямку зі швидкостями 2-3 см/с. На 20? півд.ш. БТ існує протягом усього року з максимумом швидкості (6 см/с) у січні. Південніше 25? півд.ш. велика частина БТ розвертається на схід і замикає внутрішню циркуляцію ПівдСАК по антициклонічній траєкторії. Посилення швидкості БТ тут спостерігається в березні (4 см/с) і в серпні (7 см/с). У полі локального вітру переважає річна хвиля, що свідчить про його слабкий вплив на швидкість БТ. Піврічний сигнал відзначається також у зміні швидкості Південно-Атлантичної течії, що проходить південніше БТ. На 50? з.д. максимуми швидкості ПівдАТ (6 см/с) спостерігаються в грудні і червні. Між 40? і 10? з.д. у сезонному ході швидкості цієї течії, як i при локальному вітрi, переважає річний період з максимумами (6-7 см/с) у травні на 40? з.д. і у жовтні на 10? з.д. Стрежень ПівдАТ зсувається на південь у грудні-січні, на північ – у липні, тобто майже в протифазі зі зсувами ПівдГ ПівдПТ.

Встановлено, що Бенгельська течія найбільш інтенсивна на схід від 10? с.д. між 25? і 35? півд.ш., де його живлять води ПівдАТ і течії Агульяс (ТАг). Швидкості БенТ невеликі і складають 4-7 см/с. Незважаючи на інтенсивну сезонну мінливість поля вітру, градієнтна швидкість БенТ змінюється слабко, з річною амплітудою, що не перевищує 2-3 см/с.

Оцінки внутрішньорічного ходу характеристик течій в Антарктичному секторі (пункт 2.3.5) показали, що на північній границі протоки Дрейка в сезонному циклі швидкості АЦТ переважає річний період з максимумом (9 см/с) у травні. Аналогічна мінливість відзначена в полі вітру. На південній стороні протоки в зміні швидкості течії відзначається слабкий піврічний сигнал з максимумами (3-4 см/с) у березні і жовтні. Піврічна мінливість спостерігається тут і в полі меридіонального вітру. У морі Скотія виділені три гілки АЦТ – Північна (ПівнГ), Центральна (ЦГ) і Південна (ПівдГ). В внутрішньорічному ході швидкості ПівнГ АЦТ переважає річний сигнал, а на сході океану, ближче до Африки, – піврічний. Центральна гілка АЦТ найбільш чітко проявляється на заході регіону. Тут швидкість змінюється незначно з максимумом (7 см/с) у липні. У центральній частині океану швидкості ЦГ АЦТ зменшуються (2-5 см/с). Південна гілка АЦТ у морі Скотія має найбільші швидкості (3-4 см/с) у березні-квітні. У цілому в зоні АЦТ відзначається загальна інтенсифікація швидкостей течій у західній частині океану. У сезонному циклі посилення течій, як і основна інтенсифікація поля вітру, спостерігається в першу половину року.

У наступному підрозділі 2.4 досліджується сезонна мінливість геострофічних течій за даними супутникової альтиметрії, що представляє середньомісячні аномалії рівня океану (АРО), осереднені за період з листопада 1992 по серпень 2002 року. Динамічні висоти на поверхні океану обчислювалися, як сума АРО і середньорічних значень динамічних висот, розрахованих по гідрологічних даних. Розрахунки стандартних відхилень, пов'язаних із внутрішньорічною і міжрічною мінливістю АРО, показали, що в зонах інтенсивних течій сезонний сигнал у кілька разів перевищує міжрічну мінливість. Порівняння характеристик геострофічних течій, розрахованих по альтиметрічних і гідрологічних даних, виявили високу відповідність фаз їхніх сезонних сигналів.

На основі альтиметрії встановлені нові закономірності сезонного циклу зональних течій (рис. 3).

Рис. 3. Внутрішньорічний хід швидкості (злита лінія) і положення стрежнів (пунктир) зональних геострофічних течій за даними альтиметрії (на врізці: час настання максимуму геострофічної швидкості для різних течій).

Показано, що сезонний сигнал швидкості Північної гілки ПівдПТ запізнюється зі сходу на захід, при цьому на 10? з.д. максимум швидкості (30 см/c) спостерігається в липні, а на 30? з.д. – у вересні. У ЦГ ПівдПТ запізнювання спостерігається із заходу на схід: на 30? з.д. максимум швидкості (35 см/c) спостерігається в квітні, а на Гринвічеві – у липні (40 см/c). Сезонний сигнал швидкості ПівдЕП між 20? і 10? з.д. змінюється майже у фазі з ЦГ ПівдПТ, досягаючи максимальних значень (12 см/c) у липні. По альтиметричних даних підтверджено, що в сезонній мінливості швидкості ПівдАТ переважає річний сигнал.

Показано, що запізнювання сигналу спостерігається в напрямку з заходу на схід майже на півроку. Максимум швидкості (20 см/c) відзначений на 50? з.д. у березні, а на Гринвічі – у вересні (8 см/c). В ПівнГ АЦТ максимум швидкості (9 см/c) спостерігається в березні на 30? з.д. і в травні на Гринвічі. Помітне запізнювання сезонного сигналу зареєстровано і в Центральнiй гілцi АЦТ, так на заході (50? з.д.) максимум швидкості (7 см/c) спостерігається в грудні, а на Гринвічі – у серпні.

Встановлено, що в зсувах стрежнiв ЦГ і ПівдГ ПівдПТ, ПівдЕП на 30? з.д. спостерігається однаковий сигнал з максимальним наближенням течій до екватора в березні і видаленням від нього на південь у жовтні. В міру просування на схід цей сезонний сигнал запізнюється, і на Гринвічі течії займають крайнє південне положення в лютому. Течії до півдня від Південного субтропічного антициклонічного кругообігу: ПівдАТ, ПівнГ і ЦГ АЦТ займають крайнє південне положення в першу половину року з березня по травень.

У третьому розділі викладаються результати дослідження фронтів Південної Атлантики. У короткому огляді вивченості фронтів (підрозділ 3.1) відзначено, що слабка забезпеченість океанографічною інформацією масивів, на яких базувалися дослідження 70-80 рр., пояснює неоднозначність, а іноді і суперечливість поглядів на структуру фронтів. При фізико-географічному районуванні акваторії використовувалися різні підходи для виділення кліматичних зон і фронтів, тому навіть в останніх схемах фронтів 90-х років зберігаються протиріччя. Зв'язок сезонної мінливостi фронтів з водними масами в ПiвдА досліджений недостатньо.

У підрозділі 3.2 уточнюється середньорічна структура фронтів у полях температури і солоності на основі масиву (Levitus, Boyer, 1994). Фронти виділені по максимумах горизонтального градієнта температури (МГТ) і солоності (МГС) (рис. 4). Величини градієнтів у ?С/100 км і ‰/100 км далi по тексту надаються в дужках. В морi Уедделла на глибинах 150-800 м видiлений фронт (МГТ ~ -0.4, МГС ~ -0.03), який названий Фронтом Захiдної прибережної течiї. Фронт моря Уедделла (ФМУ) та Фронт моря Скотiя (ФМС) виявленi в захiднiй частинi океану вiдповiдно по максимуму позитивних значень МГТ (~ 0.05) на 65? півд.ш. та по екстремуму негативних значень МГТ (~ -0.25) на 58-60? півд.ш.

Вперше відзначено, що Антарктичний полярний фронт (АПФ), практично досягаючий дна, утворюється в результаті взаємодії різних водних мас: у верхньому 250-метровому шарі контактують Антарктична зимова (АЗВ) і Антарктична проміжна (АПрВ) водні маси (МГТ ~ -0.6, МГС ~ -0.05), глибше 250 м фронт розділяє АПрВ і Циркумполярну глибинну водну масу (ЦГВ), при цьому МГТ ~ -0.04 і МГС ~ -0.08. Глибше 800 м взаємодіють ЦГВ і Північноатлантична глибинна воднi маси і фронт більш чітко виявляється в полі температури (МГТ ~ -0.1).

Рис. 4. Розподіл середньорічних МГТ (а) і МГС (б) і положення кліматичних фронтів уздовж 30° з.д.

Встановлено, що найбільш інтенсивним із полярних фронтів є Субантарктичний фронт (САФ). Вiн проявляється по високих значеннях МГТ (-1.3) і МГС (-0.19) між 42? і 45? півд.ш. До півночі від САФ у шарі 0-100 м розташований Південний субтропічний фронт (ПівдСбТФ), інтенсивність якого в полі температури значно менша (МГТ ~ -0.6).

У тропіках між 5? і 7? півд.ш. виділений Південний тропічний фронт (ПівдТФ), що найбільш розвитий у шарі 0-150 м, з максимумом МГТ (1.4) і МГС (0.17) на глибині 100 м. Вперше між 10? і 12? півд.ш. на глибинах 200-250 м виявлене друге ядро ПівдТФ (МГТ~ 0.8, МГС ~ 0.1). Його походження пов'язане з впливом Південної екваторіальної протитечії, що розділяє ПівдТФ на дві гілки. Друга підповерхнева гілка названа Південною гілкою ПівдТФ (ПівдГ ПівдТФ). Під ПівдТФ у шарі 150-450 м виділений максимум негативних значень МГТ (-0.4) і МГС (-0.04). У відомих класифікаціях великомасштабних фронтів він не описаний. За аналогією з Північним субекваторіальним фронтом (ПівнСбЕФ) цей фронт був названий Південним субекваторіальним фронтом (ПівдСбЕФ). Між 10? і 15? півд.ш. у шарі 0-50 м виявлена Південна гілка ПівдСбЕФ, що є аналогом Північної гілки ПівнСбЕФ. Вона підсилюється до сходу, значення МГТ досягають -0.3 на 20? з.д. і -0.8 на 10? с.д. Автором введене також поняття – Фронт Північної гілки ПівдПТ (ФПівнГ ПівдПТ). Цей фронт розташований північніше екватора, на 1-4? півн.ш. у шарі 0-150 м і виділяється по екстремумах МГТ (-0.1) і МГС (0.08).

Показано, що система фронтів тропіків і субтропіків Атлантики асиметрична щодо екватора. Вертикальна потужність ПівдСбТФ у центральній частині океану (30? з.д.) не більш 100 м, тоді як його аналог – Північний субтропічний фронт (ПівнСбТФ), заглиблений майже до 800 м. На відміну від Південного тропічного фронту, у Північному тропічному фронті (ПівнТФ) другої гілки не просліджується. Південний субекваторіальний фронт, на відміну від Північного, не виходить на поверхню океану.

У пунктах 3.3.1, 3.3.2 наступного підрозділу 3.3 досліджується мінливість головних термохалiнних ознак фронтів. Встановлено, що положення ізохаліни 34.8‰ на глибині підповерхневого максимуму солоності найбільше чітко відображає положення Південного субтропічного фронту. У сезонних варіаціях ПівдСбТФ на 50? з.д. спостерігається піврічна гармоніка, при цьому фронт двічі зміщається до півночі – у березні і листопаді. На схід, на 40? з.д., у зміні положення фронту переважає річний сигнал, при цьому ПівдСбТФ зсувається на північ в період із травня по липень. Розмах сезонних меридіональних зсувів складає 2-3? широти.

Сезонні зміни положення Субантарктичного фронту оцінені в протоці Дрейка по положенню ізотерми 4?С на горизонті 200 м, у зоні сходження БТ і ФТ по границі максимуму солоності на глибині 150 м. Уздовж материкового схилу Патагонiї САФ проходить над ізобатами 500-700 м. Максимальна сезонна мінливість положення САФ відзначається на схід від 50? з.д., при цьому розмах сезонних зсувів по широті досягає 3?, а в крайньому північному положенні він знаходиться в листопаді. Антарктичний полярний фронт визначався по положенню підповерхневого мінімуму температури на 200-метровій глибині. Фронт зсувається по широті на 1-2?, займаючи крайнє північне положення у вересні-жовтні.

Аналіз структури температурних фронтів на основі масиву WOD-98 і ХВТ-зондувань по програмі WOCE з 1991 по 1996 рр. показав,