Новости
Подписка
Библиотека
Новые книги
Карта сайта
Ссылки
О проекте

Пользовательского поиска




Последние новости о водном туризме и о других приключениях.


предыдущая главасодержаниеследующая глава

И. М. Антипов, А. В. Клепиков. Циклонические круговороты окраинных морей Восточной Антарктиды

УДК 551.465.16(269.4)

Введение

Основным элементом крупномасштабной циркуляции вод в Южной полярной области является Антарктическое циркумполярное течение (АЦТ). Мощный зональный поток АЦТ обеспечивает взаимосвязь и подобие режимов в южных частях Атлантического, Индийского и Тихого океанов, что стало основанием для их объединения в самостоятельный объект - Южный океан. Именно на изучение АЦТ были направлены усилия на первом этапе исследований структуры и циркуляции вод этого региона в рамках международных и национальных программ исследования океанографического режима Южного океана. Установлены основные фронты и водные массы, связанные с областью АЦТ и Южным океаном в целом.

По вертикали вся толща вод Южного океана разделяется на поверхностные, промежуточные, глубинные и донные воды. В поверхностных водах выделяются следующие водные массы: антарктическая шельфовая вода (АШВ), антарктическая поверхностная вода (АПВ) и субантарктическая поверхностная вода (САПВ). В промежуточных и глубинных слоях залегают соответственно антарктическая промежуточная вода (АПрВ) и циркумполярная глубинная вода (ЦГВ). ЦГВ разделяется на верхнюю (ВЦГВ), характеризующуюся низким содержанием растворенного кислорода и относительно высокой концентрацией биогенных элементов, и нижнюю (НЦГВ), имеющую самую высокую в Южном океане соленость. В придонных горизонтах распространена антарктическая донная вода (АДВ).

В качестве северной границы Южного океана был определен фронт, разграничивающий поверхностные субтропические и поверхностные субантарктические воды, именуемый субтропическим фронтом (СТФ) [Deacon, 1937]. Этот фронт ограничивает распространение субантарктических вод к северу, но не относится к области АЦТ, поскольку не прослеживается в проливе Дрейка.

Определение положения границ АЦТ - принципиально важная задача, поскольку позволяет корректно определять параметры АЦТ на всем его протяжении и исследовать процессы его взаимодействия с циркуляционными системами областей, примыкающих к АЦТ с севера и юга. В настоящее время единственным и логически обоснованным определением границ АЦТ является положение линий тока геострофического течения, ограничивающих АЦТ в проливе Дрейка [Gordon et al., 1978; Orsi et al., 1992]. Определенная таким образом северная граница АЦТ расположена в основном южнее СТФ, практически совпадая с ним лишь в западной части атлантического сектора. Южная граница АЦТ практически - южный предел распространения ВЦГВ, что подтверждает обоснованность определения ее положения на основе указанного метода [Orsi et al., 1992].

В пределах АЦТ установлены три фронта, к которым приурочены основные струи потока: субантарктический фронт (САФ), антарктический полярный фронт (АПФ) и южный фронт (ЮФ) [Emery, 1977; Whitworth, 1980; Orsi et al., 1995]. Первые два фронта известны давно и делят Южную полярную область на три зоны - субантарктическую, полярную фронтальную и антарктическую (рис. 1) [Whitworth, 1980]. Для субантарктической и антарктической зон характерны свои поверхностные водные массы - субантарктическая поверхностная вода и антарктическая поверхностная вода соответственно. Полярная фронтальная зона - переходная между антарктической и субантарктической зонами, здесь протекают сложные процессы взаимодействия указанных типов поверхностных вод как между собой, так и с подстилающей эти водные массы циркумполярной глубинной водой (ЦГВ). Одним из результатов этого взаимодействия является формирование антарктической промежуточной воды, определяемой в субантарктической зоне по промежуточному минимуму солености и распространяющейся на север, за пределы Южного океана. Циркумполярное проявление южного фронта АЦТ, ранее обнаруженного в проливе Дрейка [Nowlin et al., 1977] и в некоторых других районах, установлено относительно недавно [Orsi et al., 1995]. Южный фронт АЦТ не является границей между какими-либо водными массами.

Рис. 1. Ориентировочное положение САФ и АПФ [Whitworth, 1988] и южная граница АЦТ (пунктирная линия, рассчитанная динамическим методом по климатическим данным)
Рис. 1. Ориентировочное положение САФ и АПФ [Whitworth, 1988] и южная граница АЦТ (пунктирная линия, рассчитанная динамическим методом по климатическим данным)

Основная водная масса, занимающая большую часть объема вод, переносимых АЦТ, - ЦГВ. Структура и характеристики ЦГВ формируются трансформацией "материнских" - североатлантических глубинных вод (источник нижних ЦГВ) и тихоокеанских и индоокеанских глубинных вод (источник верхних ЦГВ) - при циркумполярном перемещении с потоком АЦТ, в процессе взаимодействия с водами антарктического происхождения. Сразу отметим, что ЦГВ занимает значительный объем колонки воды и южнее АЦТ, распространяясь до верхней части материкового склона Антарктиды, а в некоторых районах (в сильно модифицированном виде) проникает и на шельф.

В процессе изучения структуры и характеристик вод области АЦТ была установлена решающая роль района между АПФ и побережьем Антарктиды в формировании режима не только Южного, но и Мирового океана. Здесь протекают важнейшие климатообразующие процессы, связанные с формированием и разрушением ледяного покрова, а также с формированием и трансформацией большинства типов антарктических вод. Наиболее важен процесс формирования и распространения антарктической донной воды (АДВ), роль которой в режиме Мирового океана хорошо известна.

Океанографический режим области, расположенной к югу от АЦТ, определяется структурой крупномасштабной циркуляции, основными элементами которой являются крупномасштабные циклонические круговороты и направленное на запад антарктическое прибрежное течение (АПТ). О существовании этого течения известно давно. Дж. Дикон назвал его "Дрейфом восточных ветров" [Deacon, 1937], позднее был введен термин "прибрежное течение" [Атлас Антарктики, 1969; Gill, 1973]. Стрежень этого течения расположен над верхней частью материкового склона, вблизи бровки шельфа. В регионах с узким шельфом использование термина АПТ оправданно, поскольку между этим течением и береговой чертой (на шельфе) других выраженных потоков не обнаружено. В районах с широким шельфом (моря Уэдделла и Росса, залив Прюдс) от течения, следующего вдоль склона, отделяются южные ветви, огибающие шельфовые области вблизи береговой черты. При этом часть потока продолжает следовать вдоль бровки шельфа, над материковым склоном. Для терминологического разделения этих потоков был применен термин "склоновое течение" [Whitworth et al., 1998]. Целесообразно использовать термин "антарктическое склоновое течение" (ACT) для определения циркумполярного западного потока над материковым склоном Антарктиды, сохранив термин АПТ для прибрежного потока в районах с широким шельфом.

Наиболее известными и изученными крупномасштабными циклоническими круговоротами к югу от АЦТ являются круговороты Уэдделла и Росса [Клепиков, 1963; Турецкий и др., 1990; Deakon, 1937, 1979; Reid, 1986]. В их формировании основную роль играет топография дна, под воздействием которой происходит поворот к югу вод южной периферии АЦТ и формируются восточные звенья круговоротов, обеспечивающие поступление теплых и соленых ЦГВ к материковому склону Антарктиды. Формирование западных ветвей круговоротов также определяется донной топографией и конфигурацией береговой линии. ЦГВ, поступающие с восточными ветвями круговоротов, вблизи бровки континентального шельфа Антарктиды, над материковым склоном смешиваются с АПВ и АШВ. Образующиеся при этом достаточно плотные воды могут опускаться по материковому склону и формировать АДВ или трансформировать ЦГВ на соответствующих их плотности уровнях. Район активного взаимодействия поверхностных и глубинных вод, характеризующийся заметным обострением градиентов океанологических параметров, принято именовать Антарктическим склоновым фронтом (АСФ) [Jacobs, 1991]. В динамическом отношении с АСФ связан стрежень антарктического склонового течения.

Таким образом, значение крупномасштабных циклонических круговоротов, обеспечивающих поступление ЦГВ в высокие широты, крайне важно.

В настоящее время установлена роль круговоротов Уэдделла и Росса как основных источников формирования АДВ [Jacobs et al., 1970; Gill, 1973]. Вместе с тем уже давно высказывались предположения о существовании циклонических циркуляции и в других районах, в частности, у побережья Восточной Антарктиды [Трешников, 1964; Deacon, 1937]. Топография дна и очертания береговой линии в этой области (см. рис. 1) не предполагают наличие здесь круговоротов, близких по масштабам к круговоротам Уэдделла и Росса, соответственно и геофизические последствия могут быть менее выражены, однако их суммарная роль может быть достаточно заметна. В частности, некоторые районы этой области отмечались как источники АДВ [Gordon, Tchernia, 1972; Jacobs, Georgi, 1977], здесь обнаружены и особенности в развитии и режиме ледяного покрова, связанные с возможной ролью циклонического характера циркуляции [Comiso, Gordon, 1987, 1996]. Уточнению структуры крупномасштабной циркуляции вод у берегов Восточной Антарктиды на основе наиболее полного и качественного набора океанографических данных посвящена эта статья.

Предваряя обсуждение полученных результатов, необходимо остановиться на некоторых вопросах терминологии. Достигнутое в последние годы уточнение представлений о структуре и циркуляции вод Южного океана, в частности, определение существования и положения южного фронта АЦТ, а также обоснование положения южной границы АЦТ требуют согласования существующих терминов, используемых для определения зональных поясов вод к югу от АПФ.

Для обозначения акватории между АПФ и побережьем Антарктиды принят термин "антарктическая зона". С точки зрения вертикальной структуры, эту зону объединяет существование единой поверхностной водной массы - АПВ. Формирование АПВ в основном определяется процессами взаимодействия на границе океан-атмосфера, едиными как для глубоко водной, так и для шельфовой областей антарктической зоны. В большой степени на формирование характеристик АПВ влияют процессы образования и таяния дрейфующего льда, который в период максимального развития покрывает значительную часть антарктической зоны. Наблюдаемый в летний период слой минимальных температур (слой Гмин), расположенный в основании слоя АПВ, отражает глубину проникновения зимней конвекции при ледообразовании и именуется антарктической зимней водой (АЗВ). Учитывая взаимосвязь климатически важных геофизических процессов, протекающих здесь, антарктическая зона была выделена в самостоятельный географический объект [Bagriantsev et al., 1991], а для ее исследования разработана международная программа "AnZone". Вместе с тем для обозначения антарктической зоны иногда используется термин "субполярная зона", а циклонические круговороты, выявленные южнее АЦТ, именуются "субполярными". Однако южная граница АЦТ, а следовательно, и северные границы круговоротов расположены существенно южнее АПФ (см. рис.1). Поэтому целесообразно термин "субполярная область" использовать для обозначения региона Южного океана, северной границей которого является южная граница АЦТ. Исходя из сказанного выше она является южной частью антарктической зоны Южного океана.

Окраинные моря Восточной Антарктиды

В прибрежных водах Восточной Антарктиды к настоящему времени выделены моря Лазарева, Рисер-Ларсена, Космонавтов, Содружества, Дейвиса, Моусона, Дюмон, Д'Юрвиля и Сомова (рис. 2). Большинство из них выделено в самостоятельные объекты (окраинные моря ) к началу 1960-х годов [Короткевич, Леденев, 1962; Атлас Антарктики, 1966], а море Сомова было выделено позднее [Ботников и др., 1976]. Отметим, что в западных публикациях по океанографии Южного океана используются лишь названия морей Космонавтов и Дейвиса. При этом акваторию моря Содружества называют областью залива Прюдс, а весь прибрежный район между морями Уэдделла и Дейвиса часто называют бассейном Уэдделла-Эндерби.

Рис. 2. Окраинные моря Восточной Антарктиды
Рис. 2. Окраинные моря Восточной Антарктиды

Моря выделялись в первую очередь на основе орографических признаков - бассейны морей очерчены изгибами береговой линии и подводными возвышенностями. Вместе с тем идентификация акваторий в качестве морей требует наличия собственных особенностей в структуре циркуляции, характеристиках водных масс, ледовом режиме, биологии и т. д. Хотя к началу 1960-х гг. информация о гидрометеорологическом режиме антарктической области была достаточно скудна, дальнейшие исследования подтвердили правомерность такого выделения.

В формировании гидрологического режима прибрежных антарктических вод важную роль играют физико-географические особенности района: очертания береговой линии, площадь шельфа, наличие и размеры шельфовых и выводных ледников, крупномасштабные особенности топографии дна. Все эти факторы определяют структуру циркуляции, объемы и характеристики продуцируемых шельфовых вод, возможность формирования переохлажденных шельфовых вод (воды шельфовых ледников - ВШЛ), условия для проникновения на шельф модифицированных ЦГВ. В конечном итоге, сочетание перечисленных факторов определяет возможность вентиляции глубинных вод и формирования донных вод в конкретном районе.

Береговая линия Восточной Антарктиды в среднем расположена значительно севернее Западной и отличается заметной извилистостью. Наиболее выделяющимися ее элементами являются заметно выступающая к северу между морями Космонавтов и Содружества Земля Эндерби и глубоко вдающийся в материк залив Прюдс в море Содружества.

В формировании структуры крупномасштабной циркуляции определяющую роль играет топография дна. Отметим ее наиболее заметные элементы, оказывающие существенное влияние на океанографический режим субполярных вод исследуемого региона.

Расположенная на западе района возвышенность Мод, а также подводные продолжения материка - меридионально ориентированные хребты Астрид (10-14° в. д.) и Гуннерус (30-35°) определяют режим вод морей Лазарева, Рисер-Ларсена и Космонавтов. Формирование картины крупномасштабной циркуляции в области морей Содружества и Дейвиса происходит под воздействием южной оконечности хребта Кергелен (80-90° в. д.) - наиболее крупного поднятия дна, не связанного непосредственно ни с материковым склоном Антарктиды, ни с срединно-океаническим хребтом. На востоке района сильное влияние на гидрологический и ледовый режимы моря Сомова оказывают о-ва Баллени (162-165° в. д.).

Восточная Антарктида отличается относительно узким шельфом. При средней ширине антарктического шельфа 150 миль, здесь она составляет 15-130 миль [Трешников, 1963; Романов, 1984]. Наиболее узок шельф в районах морей Лазарева, Рисер-Ларсена и Космонавтов. Здесь незакрытая ледником часть шельфа выступает к северу в среднем на 15-30 миль. Максимальной ширины шельф достигает в морях Содружества и Дейвиса, а для области от моря Дейвиса до моря Росса он не превышает 50-60 миль (шельфы морей Росса и Уэдделла имеют ширину более 300 миль). Отметим, что относительно высокий процент площади шельфа в исследуемом секторе занимают депрессии с глубинами более 500 м, в отдельных случаях и более 1000 м [Vanney, Johnson, 1985]. В районе морей Содружества и Дейвиса расположены и самые крупные шельфовые ледники - Эймери, Западный, Шеклтона. Эти ледники существенно меньше, чем ледники Ронне, Фильхнера и Росса в морях Уэдделла и Росса.

Указанные особенности позволяют предположить, что в районе Восточной Антарктиды наличие условий, необходимых для формирования значительных объемов донных вод, менее вероятно, чем в районах морей Росса и Уэдделла. К настоящему времени лишь район у Земли Адели идентифицирован в качестве источника донных вод [Gordon, Tchernia, 1972]. Предполагается, что АДВ формируются также у Земли Эндерби [Jacobs, Georgi, 1977]. Существует мнение, что АДВ формируются вдоль всего антарктического шельфа [Ботников, 1981]. Однако объемы АДВ, продуцируемых вблизи относительно узких шельфов, кажутся весьма незначительными по сравнению с объемами АДВ, продуцируемыми в морях Уэдделла (71,6%) и Росса (6,6%) [Carmack, 1977].

Крупномасштабная циркуляция субполярных вод Восточной Антарктиды

До настоящего времени неоднократно публиковались схемы циркуляции Южного океана, основанные на расчете динамической топографии [Трешников, 1964; Gordon, Molinelli, 1982; Orsi et al., 1992]. По мере накопления данных натурных наблюдений эти схемы уточнялись. В течение последних 20 лет уточнения в основном касались субполярной области. Это связано с осознанием важности процессов в антарктической зоне и интенсификацией экспедиционных исследований в этом регионе в рамках национальных и международных программ. Основное внимание было уделено областям крупномасштабных круговоротов Уэдделла и Росса. Важнейшим этапом стало проведение российско-американской экспедиции "Дрейфующая станция Уэдделл-1", которая получила уникальную информацию о структуре вод на шельфе и склоне западной части моря Уэдделла [Антипов и др., 1998; Gordon et al., 1993], что в известной степени позволило завершить "портрет" круговорота Уэдделла. Столь целенаправленных усилий международного научного сообщества в исследованиях субполярных областей за пределами круговоротов Уэдделла и Росса пока не предпринималось, хотя в рамках национальных программ наблюдения здесь проводятся. В частности, за период с 1997 по 2001 г. с борта НЭС "Академик Федоров" в акваториях некоторых окраинных морей Восточной Антарктиды было выполнено 150 гидрологических станций. В статье делается очередная попытка уточнить картину крупномасштабной циркуляции в регионе между круговоротами Уэдделла и Росса на основе максимально полного и проверенного массива данных.

Для исследования гидрологического режима субполярных вод, омывающих Восточную Антарктиду (район от 0 до 170° в. д. и от 60° ю. ш. до берега Антарктиды), была сформирована база данных на основе океанографических параметров более 3500 станций (рис. 3). Все данные были подвергнуты формальному и экспертному контролю.

Рис. 3. Океанографическая изученность окраинных морей Восточной Антарктиды
Рис. 3. Океанографическая изученность окраинных морей Восточной Антарктиды

С целью получения общей схемы циркуляции в области АЦТ и субполярном регионе и разделения этих режимов была рассчитана динамическая топография приповерхностного уровня 50 дцБ относительно поверхности 300 дцБ для района от пролива Дрейка до 180° в.д. (рис. 4). Как следует из проведенных расчетов, в проливе Дрейка АЦТ ограничено линиями тока геострофического течения 243,22 и 243,08 дин. м.

Рис. 4. Динамическая топография поверхности 50 дцБ относительно 300 дцБ от пролива Дрейка до 180° по климатическим данным. Область АЦТ выделена темным тоном
Рис. 4. Динамическая топография поверхности 50 дцБ относительно 300 дцБ от пролива Дрейка до 180° по климатическим данным. Область АЦТ выделена темным тоном

Сразу после прохождения пролива Дрейка весь поток АЦТ резко смещается к северу, реагируя на донную топографию. В этом районе хорошо выражена многоструйность АЦТ, которая, как известно, прослеживается на всем его протяжении. Район от пролива Дрейка до 20° в. д. - область самого северного положения южной границы АЦТ. Соответственно здесь и максимальна для Южного океана ширина субполярной области, режим которой определяет круговорот Уэдделла. При общей тенденции смещения южной границы АЦТ от пролива Дрейка до 20° в. д. к северу, на 25-10° з. д. выражен антициклонический меандр южной струи АЦТ, сопряженный с циклоническим меандром северного звена круговорота Уэдделла. Здесь создаются условия для интенсификации процессов обмена между АЦТ и круговоротом [Турецкий, Данилов, 1990].

Реакцией на пересечение зоны разломов в Африканско-Антарктическом хребте между 20 и 30° в. д. является резкое смещение в сторону полюса (примерно с 58-59° ю. ш. до 64-65° ю. ш.) вод южной периферии АЦТ. С этим поворотом к югу связано формирование восточной ветви круговорота Уэдделла - теплого противотечения Уэдделла. При этом поток АЦТ в районе его северной периферии на этих долготах не испытывает смещения к югу, и ширина АЦТ таким образом резко увеличивается. По мере приближения к хр. Кергелен АЦТ еще более расширяется. Непосредственно за хребтом ширина АЦТ уменьшается за счет достаточно резкого смещения к югу вод северной периферии и разворота к северу вод южной периферии. Далее на восток южная граница АЦТ не показывает резких отклонений к северу или югу, приблизительно следуя изобате 4000 м. В то же время северная граница АЦТ демонстрирует тенденцию к смещению в южном направлении. Наиболее резко это происходит в зоне разломов в Австрало-Антарктическом поднятии (на 120-130° в. д.) и на востоке района, после пересечения хр. Маккуори (восточнее 160° в. д.). Поскольку по мере приближения к хр. Мак-куори воды южной периферии АЦТ под контролем донной топографии смещаются к северу, поток АЦТ в районе 170° в. д. кажется наиболее узким и интенсивным во всем циркумполярном поясе.

Таким образом, в районе Восточной Антарктиды южная граница АЦТ расположена существенно ближе к континенту, чем в областях круговоротов Росса и Уэдделла. Поэтому субполярная область здесь относительно узкая, она заметно расширяется только на востоке и западе района, в областях круговоротов Росса и Уэдделла.

Рассмотрим циркуляцию прибрежных (к югу от 60° ю. ш.) вод в районе восточной Антарктиды на основе расчетов динамической топографии поверхности 50 дцБ относительно 300 дцБ на более мелкой сетке (рис. 5). Учитывая значительную сезонную изменчивость структуры и характеристик вод поверхностного слоя, для расчетов использовались данные, полученные в период с декабря по март. Выбор относительного уровня 300 дцБ позволил получить общую картину циркуляции для глубоководной и шельфовой областей региона. Расчеты относительно уровня 1000 дцБ не показали существенных изменений структуры крупномасштабной циркуляции для глубоководной области.

Рис. 5. Динамическая топография поверхности 50 дцБ относительно 300 дцБ по климатическим данным
Рис. 5. Динамическая топография поверхности 50 дцБ относительно 300 дцБ по климатическим данным

В среднем южная граница АЦТ расположена в районе 63° ю. ш., уходя к северу, за границу расчетной области в районе 0-20° в.д. (восточная часть круговорота Уэдделла) и в районе 80-90° в. д. (отклонение АЦТ к северу на юго-восточном склоне плато Кергелен). Очевидно, что пояс АЦТ показывает больший горизонтальный сдвиг по сравнению с прилегающей с юга субполярной областью.

В субполярной области наибольший горизонтальный сдвиг выражен в районе материкового склона и связан с потоком ACT. Этот направленный на запад поток выражен в поле динамической топографии в морях Лазарева, Рисер-Ларсена, Космонавтов, Дейвиса и в известной степени Моусона, имеющих относительно узкий шельф.

В море Содружества, где шельф самый широкий в пределах исследуемого района, от ACT отделяется поток АПТ, который отклоняется к югу и огибает шельфовую область вдоль береговой черты. Поток ACT здесь относительно узок и на климатических картах обычно не проявляется. Лишь данные синоптических разрезов с достаточно близко расположенными станциями показывают существование склонового течения.

В некоторых районах (моря Сомова, Д'Юрвиля) при относительно узком шельфе отсутствие ACT на схеме динамической топографии может быть связано с недостатком данных наблюдений, адекватных масштабу течения в области склона.

Реальность существования ACT в районах, где оно плохо проявляется по расчетам динамическим методом, подтверждается результатами наблюдений за траекториями айсбергов, редкими инструментальными наблюдениями над течениями в этой области и расчетами по диагностическим моделям. На полученной нами схеме динамической топографии (см. рис. 5) практически в каждом из морей выражены замкнутые ячейки циклонических циркуляции. Формирование меридиональных составляющих этих круговоротов связано с отклонением к северу северных струй ACT и к югу - вод южной периферии АЦТ. На представленной схеме отчетливо проявляется сопряженность линий тока и изобат, а также наличие особенностей в топографии дна в районах формирования меридиональных потоков.

Отмеченный выше разворот к югу вод южной периферии АЦТ, связанный с зоной разломов в Африканско-Антарктическом хребте между 20 и 30° в. д., как видно на рис. 4, играет важную роль в формировании режима вод западнее хр. Гуннерус, т. е. морей Лазарева и Рисер-Ларсена. Часть ЦГВ, перемещающихся с этим потоком, по мере смещения к югу одновременно разворачивается на запад, формирует замкнутую ячейку циркуляции при взаимодействии с поднятием Мод, и, обтекая это поднятие с юга, через море Лазарева включается в западный поток южной ветви круговорота Уэдделла. Другая ветвь этого течения южнее 65° ю. ш. разворачивается на восток, но меридиональное препятствие в виде хр. Гуннерус отклоняет ее к югу с дальнейшим поворотом на запад и вовлечением в западный поток ACT. Эта ветвь формирует глубинную циркуляцию моря Рисер-Ларсена, в пределах которого просматривается ячейка циклонической циркуляции на подходе к подводному хр. Астрид. Район морей Рисер-Ларсена и Лазарева выделяется относительно широким потоком ACT, северная граница которого расположена вблизи изобаты 4000 м, т. е. за пределами материкового склона.

Восточнее хр. Гуннерус отчетливо выражена циклоническая ячейка, приуроченная к глубоководной части моря Космонавтов. Этот круговорот проявляется и при расчетах динамической топографии от уровней 1000 и 2000 дцБ. Замкнутость циркуляции на западе обеспечена хр. Гуннерус, выступающая на север Земля Эндерби и топография дна прилегающего шельфа и материкового склона определяют формирование восточной ветви круговорота, направленной к берегу. Северная граница западного потока ACT здесь также расположена вблизи изобаты 4000 м.

С восточной стороны Земли Эндерби просматривается направленный на север вынос вод западным звеном циклонического круговорота, дислоцированного в море Содружества. В динамической топографии круговорот в глубоководной части моря выражен в виде широкой малоградиентной зоны выноса на север между 55 и 65° в. д. и подобной зоны переноса к югу на 70-75° в. д. Более интенсивным выглядит круговорот на шельфе моря Содружества - в заливе Прюдс. Центр этого круговорота расположен над глубоководным желобом, пересекающим залив и уходящим под шель-фовый ледник Эймери. Шельфовая ячейка круговорота кажется замкнутой на севере, вблизи бровки, что создает условия для увеличения времени пребывания холодных шельфовых вод, рециркулирующих в круговороте. Вместе с тем часть этих вод выносится с юга залива к бровке, создавая предпосылки для вентиляции абиссали. Отметим, что циклоническая циркуляция моря Содружества, в отличие от расположенных на больших глубинах круговоротов морей Рисер-Ларсена и Космонавтов, больше тяготеет к области шельфа и материкового склона, правда, материковый склон здесь значительно шире.

Следующая ячейка циклонической циркуляции расположена севернее моря Дейвиса, к востоку от плато Кергелен, ее внутренняя область приурочена к глубинам 3000-400См, существование этой ячейки предполагалось и ранее [Deacon, 1937]. В этой области основание материкового склона (изобата 3000 м) резко уходит к северо-востоку, достигая своего самого северного положения в пределах всего рассматриваемого района и образуя резкий (до 400 м) перепад глубин (эти изобаты расположены здесь аномально близко). С этим районом сопряжено положение глубокого антициклонического меандра АЦТ, формирующего восточное звено циклонической циркуляции и отделяющего ее от циклонической ячейки, расположенной восточнее. В динамической топографии выражен поток ACT, направленный в соответствии с ходом изобат на юго-запад. Очевидно, что геострофические скорости здесь ниже, чем в море Космонавтов. Расчеты по диагностической модели показали, что в этой области над материковым склоном течение имеет юго-западное направление от поверхности до дна, скорости течения убывают от 11÷14 на поверхности до l÷3 см/с на глубине 3000 м. Среднее значение расхода этого течения составляет 8 Св (1 Св=106 м3/с) [Антипов, Малек, 1991].

Наиболее ярко выражен круговорот в районе 110-130° в. д. Его центральная область расположена в районе локального выступа к северу изобаты 3000 м, северная ветвь контролируется изобатой 4000 м, разворот к югу восточной ветви связан с зоной сближения изобат 3000 и 4000 м на 129-139° в. д. Эта зона отделяет данный круговорот от круговорота Росса, точнее, от его западной ячейки, занимающей область восточнее 135° в. д. На представленной карте хорошо выражены западная и северная ветви западной части круговорота Росса. Вынос вод прибрежного течения с западной ветвью связан с достаточно резким отклонением на север изобаты 500 м. Южная периферия северной ветви расположена вблизи изобаты 3000 м. Таким образом, внутренняя область круговорота расположена над материковым склоном, который в этом районе достаточно широк и имеет сложную топографию. Шельф здесь узкий, ограничивающая его изобата 500 м отличается сложной конфигурацией. Видимо, такой характер топографии дна склона и шельфа ведет к сложной структуре циркуляции в области южной ветви круговорота и ACT, которые на представленной карте не проявляются, в том числе и вследствие недостаточной изученности прибрежных вод этого региона.

Подтверждением рассчитанной динамическим методом картины циркуляции служат прямые инструментальные наблюдения над течениями, анализ дрейфа айсбергов, буев и, наконец, анализ распространения водных масс, точнее, распределения характеристик в их ядрах. Последний подход позволяет не только подтвердить схему циркуляции, но и получить представление о районах трансформации вод за счет вертикального и горизонтального обменов.

В первую очередь нас интересует ЦГВ, хотя она является наименее пространственно-изменчивой водной массой Южного океана, но ее характеристики различаются в разных секторах, как и характеристики вод, которые расположены выше или ниже ЦГВ. В субполярной области температура ЦГВ зависит от нескольких факторов: температура ЦГВ непосредственно в АЦТ меняется от бассейна к бассейну, реагируя на теплые возобновляющие источники с севера и охлаждение с южной стороны АЦТ; вертикальное перемешивание с более холодной поверхностной водой понижает температуру ЦГВ по мере удаления от источника в АЦТ; вертикальное и боковое перемешивание в районах материкового склона и шельфа трансформирует ЦГВ вплоть до перехода в АДВ.

В антарктической зоне ЦГВ теплее, чем расположенные выше холодные АЗВ, так что ЦГВ в антарктической зоне также характеризуется относительным максимумом температуры. В современных исследованиях анализ распределения характеристик этого слоя (слой Tмакс) чаще всего используется для исследования распространения и трансформации глубинных вод субполярных областей Южного океана [Bagriantsev et al., 1989].

Поскольку заметной сезонной изменчивости параметров слоя Tмакс не отмечено, то при построении карт (рис. 6) использованы и летние, и зимние станции.

Рис. 6. Глубина (а) и температура (б) слоя температурного максимума глубинной воды по климатическим данным
Рис. 6. Глубина (а) и температура (б) слоя температурного максимума глубинной воды по климатическим данным

Представленная на рис. 6, а топография слоя Tмакс демонстрирует особенности, подтверждающие круговоротный характер циркуляции в большинстве районов, выделенных по карте динамической топографии. При циклоническом характере циркуляции внутренние области круговоротов характеризуются подъемом изопикнических поверхностей, что приводит к формированию куполообразной структуры. На рис. 6, а выделяется круговорот Уэдделла с перепадом глубины залегания слоя Tмакс около 100 м от центра к периферии. Подобный перепад выражен и в области циклонической ячейки на 110° в. д., 64° ю. ш. Достаточно ярко выражен и круговорот моря Космонавтов, перепад глубин в котором составляет примерно 50-60 м. Более сложная структура топографии отмечается в области круговорота в море Содружества и море Дейвиса, что может быть связано с менее глубокими круговоротами, а также с качеством и количеством имеющихся по этим районам данных. Наконец, отметим заглубление слоя в антициклонической ячейке над поднятием Мод и в области антициклонической завихренности над хр. Гуннерус. Повышенная интенсивность вертикальных процессов в районе АСФ выражена в заглублении слоя в направлении полюса через материковый склон более чем на 100 м.

Распределение температуры в слое Tмакс имеет более сглаженный характер (см. рис. 6, б). Обращает на себя внимание, что в пределах АЦТ (севернее изолинии 243,08 дин.м.) температура достаточно однородна. На большей части района она составляет 1,8÷2,0 °С. В субполярной области горизонтальные градиенты температуры существенно выше, а ход изотерм подобен линиям тока (см. рис. 5).

На восточной границе круговорота Уэдделла (вблизи 20° в. д.) поворот южной ветви АЦТ на юг выражен практически меридиональным расположением изотерм. Западная ветвь этого течения, переносящая ЦГВ с температурой 1,0÷1,1 °С, перемещается в юго-юго-западном направлении. При натекании на поднятие Мод генерируется топографический циклонический вихрь с температурой Tмакс в ядре менее 0,6 °С, а несколько охлажденная ЦГВ поступает далее в море Лазарева с температурой менее 1,0 °С, чтобы с температурой около 0,8 °С включиться в движение с южным звеном круговорота Уэдделла. Восточная ветвь южного потока, переносящая ЦГВ с температурой Tмакс, равной 1,2÷1,4 °С, южнее 64° ю. ш. поворачивает на восток. Часть этой воды уходит в море Космонавтов и далее на восток. Другая часть (с температурой 1,2÷1,0 °С), обогнув хребет Гуннерус, разворачивается к югу и западу, заполняет море Рисер-Ларсена и через хр. Астрид с потоком ACT уходит в море Лазарева и далее на запад.

Распределение температуры в круговороте моря Космонавтов отражено в виде глубокого меандра с температурой в центре около 1,4 °С. У основания материкового склона (изобата 3000 м) на юге моря температура Tмакс составляет около 0,9 °С, наибольший горизонтальный градиент температуры от периферии к центру круговорота наблюдается в области восточного склона хр. Гуннерус. На представленной карте признаков выноса относительно холодных ЦГВ (трансформированных при боковом перемешивании с водами склона) с северным звеном круговорота не просматривается. По крайней мере распределения температуры в слое Tмакс, подобного круговороту Уэдделла (с пониженной температурой глубинных вод во внутренней области круговорота) ни в круговороте Космонавтов, ни в других круговоротах рассматриваемой области не наблюдается. Причина в относительно узком шельфе и отсутствии мощных шельфовых ледников, что не позволяет продуцировать и накапливать достаточное количество шельфовой воды для вентиляции глубинных вод. Кроме того, западные ветви круговоротов формируются из вод северной периферии ACT, распространяющихся ближе к основанию материкового склона. Глубинные воды, распространяющиеся ближе к бровке шельфа, в районе свала глубин склона, непосредственно взаимодействующие с шельфовыми водами и водами склона в области ФАС, продолжают движение на запад, не встречая такого непреодолимого препятствия, как Антарктический п-ов, разворачивающий к северу все воды, пришедшие с востока. Как показано, процессы на западе моря Уэдделла, на шельфе и склоне Антарктического п-ова также играют важную роль в формировании донных и вентиляции (а следовательно, и охлаждении) глубинных вод. Похоже, что подобную, хотя и значительно более слабо выраженную роль в море Космонавтов играет восточный склон хр. Гуннерус. По крайней мере глубинные воды над хребтом холоднее, чем по обе стороны от него. Наконец, особенности донной топографии не создают таких условий для столь длительного пребывания глубинных (и донных) вод в пределах круговорота, как в круговороте Уэдделла, как следствие - значительно менее выражена трансформация глубинных вод во внутренней области круговорота моря Космонавтов.

Расположенный непосредственно над слоем Гмакс в летний период слой минимальных температур (слой Гмин) характеризует глубину проникновения зимней конвекции при ледообразовании. Параметры этого слоя являются важным индикатором процессов вертикального обмена поверхностных и глубинных вод в антарктической зоне. Чтобы исключить влияние сезонной изменчивости, для построения карт распределения характеристик этого слоя были использованы данные только для летнего периода (декабрь-март).

Топография слоя Tмин (рис. 7, а) показывает его крупномасштабные особенности, определяемые общей схемой циркуляции, что обсуждалось выше. В области АЦТ (в пределах рассматриваемого района) ядро Tмин расположено на глубинах 80-150 м, его температура изменяется от 1,0 °С на северо-востоке района до -1,4 °С в областях, близких к южной границе АЦТ. Положение локальных подъемов этого слоя в субполярной области практически совпадает с таковыми для слоя Гмакс, и приурочены они к областям циклонических ячеек циркуляции. Слой Tмин здесь поднимается до глубин 50-70 м, заглубляясь в направлении материкового склона в среднем до 120-150 м.

Температура слоя Tмин в отличие от температуры слоя Tмакс, демонстрирует существование пространственных максимумов, приуроченных к областям выделенных выше круговоротов (см. рис. 7, б). Формирование такого распределения температуры может происходить как сверху, за счет обмена с прогретым верхним слоем антарктической поверхностной воды (АПВ), так и снизу, путем вовлечения теплых глубинных вод. Если прогрев сверху ведет к формированию пространственных максимумов за счет приподнятости слоя внутри циклонических ячеек, то для локальной интенсификации процессов взаимодействия с глубинными водами требуются локальные причины, например, взаимодействие потока с особенностями топографии дна, как это описано для поднятия Мод в круговороте Уэдделла [Gordon, 1981].

Рис. 7. Глубина (а) и температура (б) слоя температурного минимума поверхностной воды для летнего периода по климатическим данным
Рис. 7. Глубина (а) и температура (б) слоя температурного минимума поверхностной воды для летнего периода по климатическим данным

В области материкового склона температура слоя достаточно однородна и возрастает от бровки шельфа к основанию склона от -1,8 до -1,7 °С. Севернее изобаты 3000 м, являющейся формальной северной границей материкового склона, квазизональность в распределении нарушается как в связи с существованием системы круговоротов субполярных вод, так и вследствие заметного меандрирования восточного потока вод южной периферии АЦТ. Западнее хр. Кергелен это явление выражено менее заметно, и фоновые значения температуры к южной границе АЦТ повышаются примерно до -1,4 °С. На этом фоне выделяются аномалии в области круговорота моря Космонавтов и ячейки к северо-востоку от Земли Эндерби, значения температуры в которых превышают -1,0 °С, а значения выше -1,2 °С характерны для достаточно больших площадей. Отметим, что это самые высокие климатические значения температуры слоя Tмин для этих широт (64-66° ю. ш.) в пределах всего рассматриваемого района. На западе, в морях Рисер-Ларсена и Лазарева, также выделяются замкнутые области повышенных значений температуры, однако здесь она значительно ниже: до -1,5 и -1,3 °С соответственно. Ярко выраженные локальные аномалии температуры этого слоя для круговоротов восточнее 70° в. д. не выявлены, что, возможно, связано с относительно малым количеством данных. Только в области отмеченного выше круговорота на 110-120° в. д. выделяется локальное повышение температуры до -0,7 °С.

Таким образом, проведенный анализ подтверждает реальность существования субполярных циклонических круговоротов, выявленных на основе расчетов динамическим методом. Их существование подтверждено анализом распределения параметров характерных слоев глубинных (слой Tмакс) и поверхностных (слой Tмин) водных масс.

Сравнение результатов динамических расчетов по данным крупномасштабных синоптических съемок и климатическим данным показывает, что предложенная схема циркуляции испытывает межсезонную и межгодовую изменчивость, заключающуюся в изменении интенсивности и смещении в пространстве ее отдельных звеньев.

Структура и циркуляция вод моря Космонавтов

К настоящему времени наиболее полный массив данных имеется по морю Космонавтов, режим которого определяется одним из наиболее выраженных циклонических круговоротов. В частности, ряд крупномасштабных океанографических съемок, выполненных в этом районе, позволил получить достаточно полное представление не только о структуре и циркуляции вод, но и об особенностях их временной изменчивости. Приведем некоторые результаты анализа этих данных.

Как следует из анализа климатических данных, круговорот моря Космонавтов хорошо выражен, что показывают как результаты расчетов циркуляции, так и топография ядер водных масс, отражающих крупномасштабный апвеллинг во внутренней области круговорота. Кроме того, для внутренней области характерны относительно высокие значения температуры слоя Tмин - ядра антарктической зимней воды.

Анализ данных крупномасштабных синоптических съемок этого района позволяет получить более подробное представление о структуре вод в системе круговорота моря Космонавтов, характере и интенсивности процессов вертикального обмена в его внутренней области [Масленников и др., 1986; Антипов, Ботников, 1994; Антипов и др., 1997].

Наиболее интересные результаты были получены по данным двух последовательных съемок акватории моря Космонавтов, выполненных с борта ОИС "Леонид Демин". Первая съемка выполнена в декабре 1986 г. - январе 1987 г. (89 станций), вторая - в марте 1987 г. (66 станций).

На рис. 8 представлена схема циркуляции, рассчитанная динамическим методом для поверхности 50 дцБ относительно уровня 1000 дцБ по данным обеих съемок.

Рис. 8. Динамическая топография поверхности 50 дцБ относительно уровня 1000 дцБ по данным съемок, выполненных с ОИС 'Леонид Демин'
Рис. 8. Динамическая топография поверхности 50 дцБ относительно уровня 1000 дцБ по данным съемок, выполненных с ОИС 'Леонид Демин'

В период выполнения наблюдений круговорот был дислоцирован между 36-46° в. д. и 64-67,5° ю. ш и находился в глубоководной части моря севернее изобаты 3000 м. Большая ось круговорота ориентирована вдоль изобат. В структуре циркуляции прослеживаются два внутренних ядра с центрами на 40° в. д., 66,5° ю. ш. и на 45° в. д., 65° ю. ш., граница между которыми связана с выступом изобаты 4000 м к северу. В пределах площади съемки хорошо выражен занимающий практически весь материковый склон поток ACT, пересекающий основание хр. Гуннерус и уходящий в море Рисер-Ларсена.

Топография слоев Тмин и Тмакс отражает крупномасштабный апвеллинг во внутренней области круговорота. Подъем слоя Tмин составляет примерно 50 м (от 100 на периферии до 50 в центре), Tмакс - в среднем 200 м (от 400 до 200 м).

В распределении температуры слоя Гмин круговорот хорошо выражен в виде изолированной области повышенных температур (рис. 9 и 10).

В декабре-январе при значениях температуры за пределами круговорота от -1 8 до -1 6 °С во внутренней области круговорота Космонавтов она в среднем составляла -1,2 °С (см. рис. 9). На этом фоне выделяются несколько аномально теплых ячеек с температурой выше - 1,0 °С (до -0,5 °С). 1ори-зонтальный масштаб этих образований можно оценить в 30 миль.

Рис. 9. Температура слоя Т><sub>мин</sub> по данным 1-й съемки с ОИС 'Леонид Демин'. Выделена область с температурой выше -1,7 °С
Рис. 9. Температура слоя Тмин по данным 1-й съемки с ОИС 'Леонид Демин'. Выделена область с температурой выше -1,7 °С

Повторение съемки в марте показало поразительные изменения в температуре слоя Tмин (см. рис. 10). Общее потепление слоя в области круговорота составило 0,1-0,3 °С. При приблизительном сохранении числа теплых ячеек произошло их смещение в пространстве с одновременным ростом температуры. В двух из них температура слоя Тмин повысилась до положительных значений. В единственной сохранившей свое положение ячейке (65° ю. ш., 42,5° в. д.) температура за 2,5 месяца выросла на 1,6 °С и составила 0 74 °С при одновременном увеличении солености на 0,3‰ и повышении температуры поверхности моря на 1 °С. Другая ячейка с положительным значением температуры в Тмин (0,27 °С) обнаружена в точке 66,5 ю. ш., 40° в д в которой при первой съемке наблюдения не проводились.

Рис. 10. Температура слоя Т><sub>мин</sub> по данным 2-й съемки с ОИС 'Леонид Демин'. Выделена область с температурой выше -1,7 °С
Рис. 10. Температура слоя Тмин по данным 2-й съемки с ОИС 'Леонид Демин'. Выделена область с температурой выше -1,7 °С

Отметим еще одну важную особенность в распределении температуры слоя Тмин - более слабую изолированность области повышенных температур на восточной периферии круговорота. Этот факт может отражать существование подобной области в западной части моря Содружества. В климатических данных (см. рис. 7, б) ядро повышенных температур выражено северо-восточнее Земли Эндерби.

Приведенные результаты показывают заметную временную изменчивость в структуре и характеристиках слоя Tмин, являющегося в известной степени индикатором процессов взаимодействия глубинных и поверхностных вод. Представление о межгодовой изменчивости можно получить при сравнении представленных выше результатов с данными съемки моря Космонавтов с борта НИС "Академик Книпович", выполненной в январе-марте 1984 г. [Масленников и др., 1986]. Сравнение показало принципиальное различие как в структуре геострофической циркуляции, так и характеристиках слоя Гмин. В 1984 г. круговорот был выражен менее явно, а область повышенных температур слоя Tмин характеризовалась более низкими значениями (в среднем -1,5 °С). На этом фоне выделялись два теплых ядра, положение одного из которых практически совпадает с ядром, обнаруженным по двум съемкам с ОИС "Леонид Демин (65 ю. ш., 42-43° в. д.).

Выявленные особенности структуры вод моря Космонавтов свидетельствуют об интенсивном поступлении тепла глубинных вод в поверхностный слой во внутренней области круговорота. Это находит отражение в состоянии ледового покрова - именно в этом районе существует известная полынья моря Космонавтов [Comiso, Gordon, 1987, 1996]. Эта полынья - одна из наиболее устойчивых в Южном океане, она наблюдалась почти каждый год с декабря 1972, т. е. с тех пор, как стали доступны спутниковые пассивные микроволновые данные.

Существуют два основных типа полыней, различающихся механизмом формирования. Первый тип - "полынья скрытого тепла", формирование которой индуцируется ветром, удаляющим вновь сформированный лед. Второй тип - "полынья явного тепла" - поддерживается теплом, поступающим из океана. Наиболее известный пример полыньи второго типа -большая полынья Уэдделла, наблюдавшаяся с 1974 по 1976 г. [Багрянцев, Саруханян, 1984]. В пределах района этой полыньи океан до глубины 3000 м был в среднем на 0,5 °С холоднее, чем в годы до полыньи, что отражает толщину слоя, который был охвачен глубокой конвекцией [Gordon, 1982]. Хотя полынья моря Космонавтов поддерживается теплом, поступающим из океана, признаков глубокой конвекции (охлаждения глубинных вод) в области ее существования не обнаружено. Предполагается, что в данном случае имеет место усиление локального апвеллинга теплой глубинной воды, индуцированное циркуляцией. При этом таяние конвергентного морского льда предотвращает развитие глубокой конвекции [Comiso, Gordon, 1996].

Выявлено две моды существования полыньи [Comiso, Gordon, 1996]. Первая обычно формируется в западной части района (вблизи долготы 45° в. д.) ранней зимой, она именуется западной полыньей моря Космонавтов. Вторая, наблюдающаяся зимой и ранней весной вблизи мыса Анн, именуется восточной полыньей моря Космонавтов. Во многих случаях, особенно если полыньи существуют одновременно, они сливаются. Положение установленного нами круговорота по данным 1987 г. соответствует области западной полыньи моря Космонавтов.

Исторические данные показывают большую изменчивость в размерах и устойчивости полыньи от 1973 до 1993 г. В период с 1973 по 1987 г. наиболее выражена полынья была в 1975, 1979, 1980, 1982 и 1986 гг. Максимальная для этого периода полынья наблюдалась в 1980 г., ее площадь составляла 1,4•105 км2, время существования - 1 месяц (16 июля - 17 августа) [Comiso, Gordon, 1987]. Центр полыньи находился в точке с координатами 66° ю. ш., 43° в. д., т. е. практически ее положение совпадало с положением внутренней области круговорота моря Космонавтов.

Для периода с 1987 по 1993 г. непрерывные наблюдения показали более активную полынью, чем до 1987 г. Ее средняя максимальная площадь для этого периода составила 7,2•104 км2, а среднее положение центра -65° ю. ш. (64-66° ), 52° в. д. (42-57°) [Comiso, Gordon, 1996]. Наблюдалось до 4-х случаев проявления полыньи в каждый зимний период, установлена большая временная изменчивость ее размеров и положения. Возросшая активность полыньи моря Космонавтов после 1986 г. позволяет предположить изменение атмосферных и океанографических условий в этом районе. Вследствие относительно больших размеров и возможного влияния полыньи на вентиляцию океана и формирование донных вод, возросшая активность может быть важным аспектом изменения климата.

Данные о межгодовой динамике полыньи моря Космонавтов в полной мере согласуются с изложенными выше сведениями о межгодовой изменчивости структуры крупномасштабной циркуляции в этом регионе. Подтверждают возросшую активность полыньи в связи с благоприятными океанографическими условиями наблюдения с борта НЭС "Академик Федоров" в 1999 и 2000 гг. Выполненный в мае 2000 г. разрез по 45° в. д. показал существование аномально тонкого и теплого слоя Tмин с ядром на 64° ю. ш. (-0,57 °С) (рис. 11).

Рис. 11. Потенциальная температура на разрезе по 45° в.д., выполненном с НЭС 'Академик Федоров' в марте 2000 г
Рис. 11. Потенциальная температура на разрезе по 45° в.д., выполненном с НЭС 'Академик Федоров' в марте 2000 г

В июле 1999 г. с борта НЭС "Академик Федоров" полынья была впервые наблюдена визуально в виде пространства открытой воды в районе 40-45° в. д., 64-66° ю. ш. По данным судовых спутниковых наблюдений площадь полыньи составляла 5•104 км2. На акватории полыньи отсутствовали признаки местного ледообразования. Южнее полыньи наблюдался сплошной лед осеннего образования с преобладающей толщиной 40-60 см, а севернее - молодой, в основном блинчатый лед с толщиной около 15 см и сплоченностью 9 баллов, его северная кромка находилась примерно на 60,5° ю. ш. Выход судна в полынью сопровождался повышением температуры воздуха от -22 до -12 °С, увеличением относительной влажности от 60 до 80% и повышением температуры поверхностного слоя моря от -1,8 до -1,1 °С. Севернее полыньи температура воды и относительная влажность вновь имели значения, наблюденные к югу от полыньи.

Описанные выше крупномасштабные съемки не охватывали верхнюю часть материкового склона и шельф. Поэтому некоторые характеристики ACT были получены по данным отдельных разрезов. В районе северного выступа Земли Эндерби ширина ACT составляет 15-30 миль, расход относительно 2000 дцБ - 2 Св на запад. На 44° в. д. ширина потока возрастала до 40-60 миль, а расход - до 9 Св. Геострофические скорости максимальны на поверхности и составляют в стрежне течения 8-20 см/с. Оценки реальных скоростей, полученные по наблюдениям за дрейфом айсбергов, превосходят расчетные в 1,5-2 раза. Очевидно, что и реальные значения расхода превосходят приведенные выше. Наблюдения за дрейфом айсбергов дали оценки скорости их перемещения в генеральном западном направлении от 18 до 47 см/c, что превосходит расчетные геострофические скорости.

Заключение

Океанографический режим субполярной области Южного океана определяется структурой крупномасштабной циркуляции, основными элементами которой являются циклонические круговороты и направленное на запад антарктическое склоновое течение. Полученные по наиболее полной на сегодняшний день базе данных новые схемы циркуляции и пространственного распределения характеристик поверхностных и глубинных водных масс подтверждают этот вывод для акватории в районе Восточной Антарктиды. Режим каждого из окраинных морей, выделенных в этом регионе, связан с собственными ячейками циклонической циркуляции, положение и масштабы которых определяются в значительной степени топографией дна и конфигурацией береговой линии.

Циклонические круговороты субполярной области - важнейший элемент крупномасштабной циркуляции, поскольку они обеспечивают поступление тепла и соли с циркумполярной глубинной водой в область материкового склона и шельфа Антарктиды. Этот факт имеет и климатическое значение, поскольку создает условия для вентиляции абиссали и формирования антарктических донных вод. Тепло и соль глубинных вод передаются поверхностным водам путем апвеллинга, конвекции и турбулентного обмена. Наибольшую активность эти процессы имеют во внутренних областях циклонических круговоротов и в области антарктического склонового фронта, приуроченного к верхней части материкового склона. Аномальное развитие процессов вертикального обмена во внутренних областях круговоротов может приводить к созданию условий, благоприятных для формирования в ледовом покрове обширных полыней открытого океана.

Субполярная область Южного океана в районе Восточной Антарктиды (за исключением некоторых районов) явно недостаточно обеспечена данными наблюдений. Особенно это относится к районам шельфа и верхней части материкового склона, проведению исследований в которых зачастую препятствует сложная ледовая обстановка. Поэтому планирование экспедиций в эти районы должно опираться на возможно более полное представление о режиме вод, основанное на анализе доступных архивных данных. Настоящая работа направлена, в частности, на решение этой задачи.

Авторы выражают признательность сотрудникам ААНИИ В. К. Королеву, В. Л. Кузнецову, А. И. Короткову за помощь в сборе и обработке данных, особая благодарность - экипажу НЭС "Академик Федоров" за ответственное и заинтересованное отношение к проведению океанографических наблюдений в антарктических водах.

Работа выполнена в рамках подпрограммы "Изучение и исследование Антарктики" Федеральной целевой программы "Мировой океан", финансируемой Минэкономики и развития России.

Литература

Антипов Н. Н., Ботников В. Н. Циркуляция вод в море Космонавтов//Информ. бюл. САЭ. 1994. № 118. С. 44-47.

Антипов Н. Н., Данилов А. И., Клепиков А. В. Циркуляция и структура вод западной части моря Уэдделла по данным натурного эксперимента "Дрейфующая станция Уэдделл-1"//Антарктика. М.: Наука, 1998. Вып. 34. С. 5-30.

Антипов Н. Н., Клепиков А. В., Малек В. Н. Исследование циркуляции Южного океана//Океанология. СПб.: Изд-во СПб. ун-та, 1997. С. 142-159.

Антипов Н. Н., Малек В. Н. О циркуляции вод в юго-западной части Австрало-Антарктической котловины и моря Дейвиса//Тез. докл. III Всесоюз. совещ. "Сырьевые ресурсы Южного океана и проблемы их рационального использования" (16-18 апр. 1991 г., г. Керчь). Керчь, 1991. С. 5-6.

Атлас Антарктики. Т. 1. М.; Л.: ГУГК МГ СССР, 1966. 255 с.

Атлас Антарктики. Т. 2. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 508 с.

Багрянцев Н. В., Саруханян Э. И. Полынья Уэдделла как следствие гидрофизических процессов в круговороте Уэдделла//ДАН СССР. 1984. Т. 276, № 5. С. 1238-1242.

Ботников В. Н. О районах формирования и тепловой асимметрии придонных антарктических вод//Тр. САЭ. 1981. Т. 73. С. 89-95.

Ботников В. Н., Кобленц Я. П., Короткевич Е. С. О выделении в Антарктике нового окраинного моря//Информ. бюл. САЭ. 1976. № 93. С. 51-53.

Гурецкий В. В., Данилов А. И. О меридиональном обмене и взаимодействии вод круговорота Уэдделла и АЦТ//ДАН СССР. 1990. Т. 311, № 5. С. 1234-1238.

Гурецкий В. В., Данилов А. И., Малек В. Н. Климатическая структура круговорота Уэдделла//Исследование Уэдделловского круговорота. М.: ВНИРО, 1990. С. 4-30.

Клепиков В. В. Гидрология моря Уэдделла//Тр. САЭ. 1963. Т. 17. С. 45-93.

Короткевич Е. С, Леденев В. Г. Выделение пяти морей у берегов Антарктиды//Информ. бюл. САЭ. 1962. № 36. С. 16-18.

Масленников В. В., Полонский В. Е., Солянкин Е. В. Циркуляция вод и водные массы моря Космонавтов//Антарктика. М.: Наука, 1986. Вып. 2. С. 176-185.

Романов А. А. Льды Южного океана и условия судоходства. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 88 с.

Трешников А. Ф. Морфологический очерк окраинных морей Антарктики//Тр. САЭ. 1963. Т. 17. С. 5-44.

Трешников А. Ф. Циркуляция поверхностных вод Южного Ледовитого океана//Информ. бюл. САЭ. 1964. № 45. С. 5-8.

Bagriantsev N. V., Danilov A. I., Pryamikov S. M. Southern Ocean//Report on scientific research in oceanography, 1987-1990. Moscow, 1991. P. 104-130.

Bagriantsev N. V., Gordon A. L., Huber В. A. Weddell Gyre:temperature maximum stratum//J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94. P. 8331-8334.

Carmack E. C. Water characteristics of the Southern Ocean south of the polar front: A voyage of Discovery//Deep-Sea Res. 1977. Vol. 24. 15-41.

Comiso J. C., Gordon A. L. Recurring polynyas over the Cosmonaut Sea and the Maud Rise//J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92, N C3. P. 2819-2833.

Comiso J. C., Gordon A. L. Cosmonaut polynya in the Southern Ocean: Structure and variability//Ibid. 1996. Vol. 101, N C8. P. 18297-18313.

Deacon G. E. R. The hydrology of the Southern Ocean//Discovery Rep. 1937. N 15. P. 1-124.

Deacon G. E. R. The Weddell Gyre//Deep-Sea Res. 1937. Vol. 26, N 9A. P. 981-995.

Emery W. J. Antarctic polar zone from Australia to the Drake Passage//J. Phys. Oceanogr. 1977. Vol. 7, N6. P. 811-822.

Gill A. E. Circulation and bottom water production in the Weddell Sea//Deep-Sea Res. 1973. Vol. 20, N2. P. 111-140.

Gordon A. L. Deep Antarctic convection west of Maud Rise//J. Phys. Res. 1981. Vol. 8, N 4. P. 4193-4197.

Gordon A. L. Weddell deep water variability//J. Mar. Res. 1982. Vol. 40, suppl. P. 199-217.

Gordon A. L., Huber В. A., Hellmer H.H., Ffield A. Deep and bottom water of the Weddell Sea's Western Rim//Science. 1993 Vol. 262. P. 95-97.

Gordon A. L., Molinelli E. J. Southern Ocean atlas. N.Y.: Columbia Univ. press, 1982. 11 p., 233 pi.

Gordon A. L., Molinelli E., Baker T. Large-scale relative dynamic topography of the Southern Ocean//J. Geophys. Res. 1978. Vol. 83, N C6. P. 3023-3032.

Gordon A. L., Tchernia P. Waters of the continental margin off Adelie Coast, Antarctica//Antarctic oceanography II: The Australian-New Zealand sector//Antarct. Res. Ser. 1972. Vol. 9. P. 59-69.

Jacobs S. S. On the nature and significance of the Antarctic slope front//Mar. Chem. 1991. Vol. 35. P. 9-24.

Jacobs S. S Amos A. F., Bruchhausen P. M. Ross Sea oceanography and Antarctic bottom water formation//Deep-Sea Res. 1970. Vol. 17. P. 935-962.

Jacobs S. S., Georgi D. T. Observations on the southwest Indian Antarctic Ocean: A voyage of Discovery//Ibid. 1977. Vol. 24. P. 43-84.

Nowlin W. D., Jr., Whitworth Т., III, Pilhbury R.D. Structure and transport of the Antarctic circumpolar current at Drake Passage from short-term measurements//J. Phys. Oceanogr. 1977. Vol. 7, N 6. г. 778-802.

Orsi A. B Nowlin W. D., Whitworth Т., III. On the circulation and stratification of the Weddell Gyre//Deep-Sea Res. 1992. Vol. 40, N 1. P. 169-203.

OrsiA. H., Whitwort I. Т., III, Nowlin W. D. On the meridional extent and fronts of the Antarctic Circumpolar Current//Ibid. 1995. Vol. 42. P. 641-673.

Reid J. L. On the total geostrophic circulation of the South Pacific Ocean: Flow patterns tracers and transports//Progr. Oceanog. 1986. Vol. 16. P. 1-61.

Vanney J. R., Johnson G. L. GEBCO bathymetric sheet 5.18 (Circum-Antarctic). Oceanology of the Antarctic continental shelf//Antarct. Res. Ser. 1985. Vol. 43. P. 35-58.

Whitworth T., III. Zonation and geostrophy flow of the Antarctic Circumpolar Current at Drake Passage//Deep-Sea Res. 1980. Vol. 27, N 7A. P. 497-507.

Whitworth Т., III. The Antarctic Circumpolar Current//Oceanus. 1988 Vol 31 N2 P 53-58

Whitworth Т., III, Orsi A. M., Kim S. J. et al. Water masses and mixing near Antarctic slope front /Ocean ice and atmosphere: Interactions at the Antarctic continental margin//Antarct. Res Ser 1998.

предыдущая главасодержаниеследующая глава



Рейтинг@Mail.ru Rambler's Top100
© Алексей Злыгостев, дизайн, подборка материалов, оцифровка, разработка ПО 2001–2018
При копировании материалов проекта обязательно ставить активную ссылку:
http://antarctic.su/ "Antarctic.su: Арктика и Антарктика"