СОДЕРЖАНИЕ
ПРЕДИСЛОВИЕ о
ВВЕДЕНИЕ 14
ГЛАВА 1: ОПИСАНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЯ И ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР
1.1. Крупномасштабная океанская и атмосферная циркуляция 2-3
1.2. Местная циркуляция, океанография шельфа и влияние пресноводного
стока 35
ГЛАВА 2: КЛИМАТИЧЕСКИЕ ТЕРМОХАЛИННЫЕ ПОЛЯ И ТЕПЛООБМЕН МЕЖДУ ОКЕАНОМ И АТМОСФЕРОЙ
2.1. Данные, использованные в этой главе 46
2.2. Распределения термохалинных параметров и поверхностных тепловых потоков 49
Краткое изложение основных результатов главы 70
ГЛАВА 3: ИЗМЕНЧИВОСТЬ ПОЛЕЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ПОВЕРХНОСТИ ОКЕАНА В РАЗЛИЧНЫХ ВРЕМЕННЫХ МАСШТАБАХ
3.1. Данные, использованные в этой главе 72
3.2. Сезонная изменчивость 81
3.3. Вековые тренды ТПО 82
3.4. Межгодовая изменчивость: пространственное распределение и спектральные характеристики 93
3.5. Межгодовая изменчивость положения фронтальной зоны и ее связь с материковым стоком 98
3.6. Суточный цикл и изменчивость в подсуточных временных масштабах 112
3.6.1. Процедура выделения суточного цикла 114
3.6.2. Суточный цикл ТПО 121
3.6.3. Суточная изменчивость температуры и турбулентного теплового потока в верхнем слое 129
3.6.4- Поверхностные тепловые потоки 134
3.6.5. Суточный ход стратификации и ночные конвективные неустойчивости 136
Краткое изложение основных результатов главы 141
ГЛАВА 4: МЕТОД РАСЧЕТА ПОЛЕЙ СКОРОСТИ НА ОСНОВЕ ТЕПЛОВОГО
БАЛАНСА И ЕГО ПРИМЕНЕНИЕ К РАЙОНУ СТОКОВОЙ ЛИНЗЫ ПЛАТА
4.1. Обратный метод расчета течений из теплового баланса 147
4.2. Условия существования и единственности решения 158
4.3. Численная процедура 160
4.4. Применение метода к району исследования 164
4-4-1. Сезонные поля адвекции 164
4-4-2. Сезонные поля скорости 166
4.5. Оценки точности 175
Краткое изложение основных результатов главы 180
ГЛАВА 5: ПРЯМЫЕ И СПУТНИКОВЫЕ НАБЛЮДЕНИЯ ТЕЧЕНИЙ В РАЙОНЕ ИССЛЕДОВАНИЯ: ТЕЧЕНИЕ РИО ГРАНДЕ
5.1. Данные, использованные в этой главе 182
5.2. Прямые измерения скорости на заякоренной станции 186
5.3. Спутниковая инфромация о местной циркуляции 204
Краткое изложение основных результатов главы 215
ческую глубинную водную массу (North Atlantic Deep Water), движущуюся к югу в придонной части колонны. Если включить в рассмотрение отот глубинный поток, а также локальные рециркуляции \ Tsuchiya, 1985), то полный перенос оценивается в 70 Sv [Zemba, 1991]. С другой стороны, считается, что транспорт Североатлантической глубинной зоды к югу в значительной степени компенсируется переносом Антарктической придонной п Антарктической промежуточной водных масс к северу [Georgi, 1981, Whitworth et ai, 1991, McCartney and Curry, 1993, Evans and Signorini, 1985]. Важным фактором, определяющим крупномасштабную циркуляцию субтропического круговорота в Южной Атлантике вообще и в районе Бразильского течения в частности, является также обмен термоклинных и поверхностных вод с Индийским океаном южнее южной оконечности Африки. Считается (напр., [Gordon, 1986]), что до 60% воды Бенгуэльского течения на уровне термоклина происходит из Индийского океана, поэтому обмен вод между двумя океанами не может не оказывать значительное влияние на динамику субтропического круговорота в целом. Частично этот обмен осуществляется за счет рингов Агульского течения, хоторые имеют тенденцию вторгаться в центральную Южную Атлантику и иногда могут достигать зоны Бразильско-Мальвинского фронта и Бразильского течения и даже, по некоторым данным, присоединяться к последнему (Byrne et а/., 1995]. Степень влияния этих рингов на общий бюджет тепла, соли, механической энергии и завихренности южной части Атлантического океана была предметом оживленного обсуждения в последнее десятилетие (напр. [Olson and Evans, 1986, Lutjeharms et ai, 1992]).
Обычно около 36 ю.ш. Бразильское течение удаляется от побережья н поворачивает на восток вместе с Мальвинским, образуя течение, иногда называемое Южно-Атлаитическим, по аналогии с Северо-Атлантическим течением в северном полушарии. При этом теплые воды Бразильского течения образуют квазистационарный меандр между 35 и 40 ю.ш. [Gordon, 1989]. Как показали [Olson et al., 1988] на ба-
зе спутниковых наблюдений и анализа траекторий дрифтеров, широта отделения Бразильского течения от кромки континентального шельфа имеет значительный сезонный ход, и летом это отделение происходит значительно севернее, чем зимой. По данным этих авторов, в среднем сепарация Бразильского течения от берега происходит на широте 35.8 юли., при дисперсии 1.1° и максимальном отклонении 2.4° от этого среднего значения. Таким образом, средняя широта отделения течения от побережья находится почти на 15° севернее широты, на которой наблюдается ноль ротора напряжения ветра. Это противоречие с классической теорией объясняется, скорее всего, взаимодействием Бразильского течения с Мальвинским в районе конвергенции [ Veronis. 1973, Matano, 1993, Agra and Nof\ 1993]. Мальвинское течение, транспорт которого значительно превышает перенос Бразильского и достигает, но некоторым оценкам, значений до 70 Sv [Peterson, 1992], при столкновении с Бразильским течением в определенном смысле “выталкивает” последпее к северу.
Для сепарации Мальвинского течения средняя широта, дисперсия и максимальное отклонение составляют 38.8 ю.ш., 0.9° и 2.2°. В отличие от соответствующих параметров для Бразильского течения, в сезонном ходе переноса и широты отделения от берега Мальвинского течения присутствует, помимо годовой, существенная полугодовая компонента [Olson et al., 1988. Provost et al., 1992], что подтверждается и недавними альтиметрическими данными [Provost and Le Traon, 1993]. Это связано, скорее всего, с полугодовым пиком в сезонном цикле ветра в субантарктическом секторе [Large and van Loon, 1989]. Вообще, положение Бразильско-Мальвинского фронта характеризуется сильной сезонной и межгодовой изменчивостью. Летом фронт обычно находится южнее 40 ю.ш. и может смещаться к югу вплоть до 46 ю.ш.
Legeckis and Gordon, 1982], а летом он располагается между 30 и 35 ю.ш. (напр. [Ciotti et al., 1995]). Вопрос о причинах этих сезонных миграций фронта остается открытым. Некоторые авторы (например, ГMatano, 1993]) связывают их в первую
2S
- Київ+380960830922