Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Атлантика и южный океан. краткий физико географический очерк 25
1.1. Циркуляция в Южном океане и в приполярных районах Северной Атлантики 26
1.2. Фронтальные зоны и фронты Южного океана 29
1.3. Глубинные и донные водные массы Атлантики
1.3.1. Механизмы образования глубинных и придонных вод Мирового океана 35
1.3.2. Классификации глубинных и донных водных масс в Атлантике 37
1.4. Распространение антарктических вод в придонном слое Атлантики 47
ГЛАВА 2. Струи и фронты южного океана 58
2.1. Южные струи Антарктического циркумполярного течения в юго-восточной
части Тихого океана 59
2.1.1. Данные и методы 60
2.1.2. Южные струи АЦТ по данным климатологии WOCE 62
2.1.3. Струи АЦТ в юго-восточной части Тихого океана на разрезах WOCE... 65
2.1.4. Временная изменчивость критериев определения южных струй АЦТ ... 69
2.1.5. Выводы 71
2.2. Тонкая термохалинная структура струй Антарктического циркумполярного течения в центральной части пролива Дрейка по данным съемки в октябре ноябре 2008 г 72
2.2.1. Данные и методы 73
2.2.2. Струи АЦТ по данным гидрофизической съемки 2008 г 75
2.2.3. Выводы 80
2.3. Структура струй и фронтов к югу от Африки по данным спутниковой альтиметрии и гидрофизического разреза SR02 в декабре 2009 г 81
2.3.1. Постановка задачи 83
2.3.2. Данные 85
2.3.3. Структура струй и фронтов на разрезе SR02 88
2.3.4. Статистический анализ данных альтиметрии 98
2.3.5. Струи АЦТ по данным разреза и по данным альтиметрии 105
2.3.6. Выводы 108
ГЛАВА 3. Море скотия и пролив дрейка как орографический барьер для антарктического циркумполярного течения 110
3.1. Топография моря Скотия и пролива Дрейка. Водные массы и пути их распространения. Данные 111
3.1.1. Топография (орография) района 111
3.1.2. Пространственная структура АЦТ. Струи и фронты 115
3.1.3. Придонные водные массы 115
3.1.4. Постановка задачи. Данные 118
3.2. О глубине распространения Антарктического циркумполярного течения в проливе Дрейка 122
3.2.1. О квазинулевом переносе абиссальных вод 122
3.2.2. Трансформация Циркумполярной донной воды от юго-восточной части Тихого океана к западной части моря Скотия 124
3.2.3. Роль порогов Феникс, Шеклтона и Норт-Скотия в формировании орографического барьера для вод АЦТ 129
3.2.4. О циркумполярном переносе глубинных вод 135
3.2.5. Выводы 140
3.3. Глубинная вода моря Уэдделла в море Скотия и проливе Дрейка 141
3.3.1. Области распространения Верхней и Нижней УГВ в море Скотия и проливе Дрейка 141
3.3.2. УГВ в море Скотия 148
3.3.3. УГВ в Южно-Шетландском желобе 151
3.3.4. УГВ к западу от хребта Хиро 152
3.3.5. Количественные характеристики УГВ в море Скотия и проливе Дрейка 153
3.3.6. Выводы 154
3.4. Циркумполярная донная вода в море Скотия и проливе Дрейка 155
3.4.1. Хребты Шеклтона и Хиро как частично проницаемые барьеры для слоя ЦДВ 162
3.4.2. Водообмен через хребет Шеклтона в слое ЦДВ 164
3.4.3. ЦДВ в бассейне Феникс 167
3.4.4. ЦДВ в море Скотия 168
3.4.5. ЦДВ к северу от моря Скотия 170
3.4.6. Количественные характеристики ЦДВ 171
3.4.7. Теплая глубинная вода 171
3.4.8. Выводы 172
Глава 4. Абиссальные каналы атлантики 173
4.1. Поток Глубинной воды моря Уэдделла в канале Вима 174
4.1.1. Постановка задачи. Данные 174
4.1.2. Пути распространения УГВ в канале Вима 180
4.1.3. Пути распространения УГВ на выходе из канала Вима 183
4.1.4. Выводы 185
4.2. Поток Антарктической донной воды в западной части разлома Романш 186
4.2.1. Постановка задачи. Данные 191
4.2.2. Измерения рельефа дна на входе в разлом Романш 193
4.2.3. Температура и соленость на входе в разлом Романш 195
4.2.4. Глубоководный водопад на входе в разлом Романш 198
4.2.5. Поток Антарктической донной воды на входе в разлом Романш 206
4.2.6. Перемешивание на входе в разлом Романш 209
4.2.7. Выводы 213
4.3. Антарктическая донная вода в проходе Кейн 215
4.3.1. Данные 218
4.3.2. Рельеф дна в проходе Кейн 219
4.3.3. Разрезы в проходе Кейн 219
4.3.4. Заякоренный буй в проходе Кейн 225
4.3.5. Выводы 230
4.4. Поток Антарктической донной воды через проходы в Восточно-Азорском хребте (37 с.ш.) в Восточной Атлантике 232
4.4.1. Проход Дискавери 234
4.4.2. Западный проход 239
4.4.3. Поток Антарктической донной воды в Западном проходе по данным измерений 2013 г 243
4.4.4. Выводы 247
Заключение 249
Список сокращений 255
Список литературы
- Механизмы образования глубинных и придонных вод Мирового океана
- Временная изменчивость критериев определения южных струй АЦТ
- О глубине распространения Антарктического циркумполярного течения в проливе Дрейка
- Поток Антарктической донной воды в западной части разлома Романш
Механизмы образования глубинных и придонных вод Мирового океана
В умеренных широтах Земного шара (примерно от 30 ш. до 70 ш.) усредненное поле касательного ветрового напряжения вызывает направленное на восток поверхностное течение (Дрейф западных ветров) [Tomczak, Godfrey, 1994]. В Южном полушарии наиболее сильные западные ветры, развитые примерно в полосе от 40 ю.ш. до 65 ю.ш., поддерживают направленное на восток и распространяющееся до больших глубин Антарктическое циркумполярное течение (АЦТ) (рис. 1.3). В Северном полушарии, из-за наличия материков, полного аналога АЦТ не существует. Полярные восточные ветры, развитые в наиболее высоких широтах Земного шара в обоих полушариях, вызывают направленное на запад поверхностное течение (Дрейф восточных ветров), и помогают поддерживать ряд приполярных циклонических круговоротов, в том числе распространяющиеся до дна в Антарктике Круговорот Росса (КР) в Тихом океане и Круговорот Уэдделла (КУ) в Атлантике, а также круговороты в Северной Атлантике и северной части Тихого океана [Patterson, Whitworth, 1990; Tomczak, Godfrey, 1994]. Существуют исследования, в которых указывается на наличие аналогичного приполярного циклонического круговорота (круговорота Кергелен) в индоокеанском секторе Южного океана (напр., [McCartney, Donohue, 2007; Rodehacke et al., 2007]). Умеренные западные ветры средних широт и восточные ветры низких широт (пассаты) формируют субтропические круговороты на приповерхностных и промежуточных глубинах океана [Tomczak, Godfrey, 1994]. В Атлантическом и Тихом океанах такие круговороты формируются как в Северном, так и в Южном полушариях, а в Индийском -только в Южном.
На рис. 1.1.1 приведена схема северного приполярного сегмента североатлантической ячейки ГОК, в котором осуществляется опускание вод из термоклина в абиссаль океана. На рис. 1.1.1 показаны также районы глубокой конвекции, в которых происходит опускание вод из поверхностного слоя в глубинный.
По современным представлениям геострофическое по своей природе АЦТ распространяется до больших глубин и имеет эквивалентно-баротропную структуру, т.е. изолинии плотности на поверхностях, образованных вертикалью и линиями тока на поверхности океана, горизонтальны, или, иначе - линии тока АЦТ параллельны линиям тока на поверхности океана [Killworth, 1992; Killworth, Hughes, 2002]. Такая структура может сохраняться лишь на глубинах выше подводных хребтов, создающих барьеры на пути АЦТ. Ниже гребней этих хребтов линии тока должны приобретать составляющую,
Схема североатлантической ячейки Глобального океанского конвейера. Красным и синим цветами показаны соответственно верхняя и нижняя ветви ГОК. Штриховая линия -изобата 2000 м. Зеленым цветом выделены районы трансформации воды верхней ветви ГОК в воду нижней ветви вследствие зимней конвекции; показана также скорость этой трансформации в свердрупах.
Главным барьером непосредственно в полосе АЦТ является Австрало-Антарктический хребет (рис. 1.3), глубина над которым нигде не превышает 2500 м. Подчеркнем, что в целом для цепочки бассейнов, окружающих Антарктиду, т.е. в области Южного океана более широкой, чем АЦТ, главный порог находится в другом месте - в районе пролива Дрейка и моря Скотия (рис. 1.3), где, согласно базе данных по рельефу дна [Smith, Sandwell, 1997] (http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get_data.cgi), пороговая глубина над относительно мелководной и обширной восточной частью моря Скотия составляет около 3200 м, а в одном из узких проходов в хребте Саут-Скотия - около 3300 м.
Пожалуй, единственным районом, где возможны достоверные измерения расхода АЦТ, является пролив Дрейка. Это связано с тем, что только здесь АЦТ распространяется от одного континентального склона до другого (рис. 1.3). Классическая оценка расхода АЦТ, полученная путем совмещения измерений скорости течения, давления и температуры на цепочке автономных буйковых станций, ориентированной поперек пролива Дрейка, с измерениями давления донными измерителями составляет 134±Ц Св [Whitworth, Peterson, 1985]. Указанная величина является среднегодовой (за февраль 1979-январь 1980 гг.). Эти же измерения выявили сильную сезонную изменчивость с минимумом в январе и максимумом в августе. В 2003-2011 гг. в проливе Дрейка силами ИО РАН проводились измерения течений погружаемым акустическим профилографом течений (LADCP). Полученные оценки расхода составили 156 Св в декабре 2003 г. [Morozov et al., 2014], 124 Св в октябре-ноябре 2007 г. [Гладышев и др., 2008], 147 Св в январе 2010 г. [Кошляков и др., 2011а] и 127 Св в октябре-ноябре 2011 г. [Кошляков и др., 2013]. В целом эти величины неплохо согласуются с указанными выше классическими оценками расхода АЦТ.
Круговорот Уэдделла, как и АЦТ, с глубиной перестраивается. На поверхности круговорот распространяется от Антарктического п-ова до глубокого понижения в Африкано-Антарктическом хребте примерно на 25-32 в.д. [Orsi et al., 1993]. По некоторым данным круговорот вытягивается на восток до 53 в.д. [Park et al., 2001]. С глубиной его центральная часть разделяется на два независимых циклонических субкруговорота, разграничиваемых в зависимости от глубины примерно по 0-20 з.д. [Orsi et al., 1993]. Периферийные глубинные части приполярных циклонических циркуляции в море Росса и в Австрало-Антарктическом бассейне в Индийском океане объединяются, образуя, таким образом, общую циклоническую циркуляцию, вытянутую примерно от 130 з.д. на востоке до 85 в.д. на западе, как это показано на рис. 1.2. Внутренние области указанных циркуляции остаются разделенными порогом с глубиной около 2800 м, расположенным примерно на меридиане южной оконечности Новой Зеландии. И для КУ, и для КР характерно закачивание относительно теплых и соленых вод в подповерхностном слое по их восточным и юго-восточным перифериям, охлаждением и опреснением (и уплотнением) этих вод на южной и юго-западной перифериях этих круговоротов (рис. 1.2) [Orsi et al., 1993; Кошляков и др., 2001].
Временная изменчивость критериев определения южных струй АЦТ
В дополнение к АДТ-AVISO на рис. 2.3.11 показана АДТ, рассчитанная динамическим методом с баротропной поправкой, определяемой по данным SADCP. Суть поправки заключается в смещении геострофической кривой (для каждой пары станций) на такую постоянную по глубине величину скорости, при которой средние по слою от 50 до 850 м значения скоростей (рассчитанной и измеренной на станциях с помощью SADCP) оказываются равными. Затем по полученным таким образом абсолютным геострофическим скоростям рассчитывалась АДТ (далее АДТ-SADCP) путем интегрирования вдоль разреза значений этих скоростей на поверхности океана с домножением на fig, где /- параметр Кориолиса, a g - ускорение свободного падения. Формальная оценка накапливающейся при таком расчете ошибки АДТ составила менее 2 см на полную ширину АЦТ. Поскольку перепад высот обеих АДТ поперек АЦТ оказался практически одинаковым, константа интегрирования для АДТ-SADCP определялась путем совмещения этой кривой с АДТ-AVISO в точке САТ-с (рис. 2.3.11).
Если интерпретировать точки пересечения АДТ-SADCP, построенной описанным выше образом, с горизонтальными линиями на рис. 2.3.11 в качестве осей струй АЦТ и УТ на разрезе, то в этом случае будет наблюдаться их совпадение (с точностью до интервала между станциями) с ядрами струй по данным анализа прямых гидрофизических измерений. Факт такого совпадения указывает на два обстоятельства:
АДТ-SADCP на линии разреза представляется более достоверной, чем АДТ-AVISO. Очень выразительной в этом смысле является ситуация со струей САТ-3, пересекавшей разрез трижды. На рис. 2.3.66 (справа) стрелкой схематично показана линия тока ядра САТ-3, которая, напомним, была получена на основе качественного анализа CTD-данных, а именно, исходя из сходства форм О -кривых в верхнем 800-метровом слое на каждой из сторон оси течения, и подкрепляется в настоящей работе количественным расчетом кривой АДТ-SADCP с привлечением дополнительных данных по измеренным скоростям; т.е. пространственный ход ядра САТ-3 подтверждается двумя независимыми методами. При этом южное и северное пересечения САТ-3 разреза на рис. 2.3.66 (справа) оказываются близки к изогипсам, соответствующим ядрам САТ-ю (-27.5 см) и САТ-3 (-14.5 см) по данным альтиметрии. Таким образом, на участке разреза между указанными пересечениями САТ-3 накапливается расхождение между двумя АДТ около 10 см., т.е. порядка ширины отдельной струи (в ед. АДТ). Поскольку часть разреза SR02 от 3406 до 5130 ю.ш., включающая в т.ч. и участок пересечения с САТ-3, совпадает с трассой альтиметрических спутников Jason-1,2, т.е. формальная ошибка картирования аномалии уровня по данным альтиметрии минимальна (4-8% дисперсии сигнала), это расхождение представляет собой, главным образом, ошибку средней АДТ-AVISO (CNES-CLS09), т.е. локальное отклонение указанной средней АДТ от истинной средней АДТ. Подчеркнем, что величина этой ошибки на порядок превышает формальную ошибку средней АДТ CNES-CLS09, оцениваемой на линии разреза SR02 в 1 см (рис. 13 в [Rio et al., 2011]). По всей видимости, наличие ошибки средней АДТ-AVISO (CNES-CLS09) относится ко всей полосе АЦТ, где в упомянутой части разреза наблюдаются расхождения между двумя АДТ. На южном участке разреза такое расхождение может быть связано также с большей формальной ошибкой картирования аномалии уровня (до 20% дисперсии сигнала над поднятием Буве) и с вкладом в расчет АДТ-SADCP негеострофической составляющей течения. В пункте 2.3.3 настоящего раздела диссертации было показано, что эта составляющая играет заметную роль в формировании поля течений именно на южном участке разреза.
108 2. Статистический анализ данных АДТ-AVISO по району Южного океана к югу от Африки, несмотря на наличие в этих данных существенных ошибок (порядка ширины отдельных струй в ед. АДТ), дал вполне достоверную оценку осевых для каждой из струй значений С, в приложении к истинной АДТ, в качестве которой на линии разреза можно рассматривать АДТ-SADCP. Как было показано в предыдущем пункте настоящего раздела диссертации, эти значения в качестве осевых неплохо сохраняются на интервалах времени до полугода, включающих период выполнения разреза. Это обстоятельство позволяет предположить, что ошибки в АДТ-AVISO при расчете статистических распределений VQ [Q по исследуемому сектору Южного океана не приводят на указанных временных промежутках к существенным искажениям результатов статистического анализа. Под существенным искажением понимается исчезновение (выглаживание) максимумов VQ , соответствующих ядрам струй в распределениях VQ [С,). Кроме того, отметим, что локальные отклонения АДТ-AVISO от истинной АДТ (частный случай ошибок АДТ) могут проявляться в виде ложных максимумов на кривых VQ [Q, особенно на коротких временных интервалах. При увеличении этих интервалов такие отклонения, несомненно, вносят свой вклад в выглаживание кривых VQ [Q (рис. 2.3.8). Другими факторами, которые могут тоже приводить к эффекту выглаживания, являются ошибки интерполяции на область между треками спутника или отсутствие долговременной привязки ядер струй к определенным изогипсам.
Как было показано в предыдущем пункте (2.3.4) диссертации, формальная оценка ошибки привязки осей струй к определенным изогипсам на полугодовом временном интервале не превышает 3 см (таблица 2.3.2). Вместе с тем, как следует из изложенного в настоящем пункте раздела 2.3, локальные отклонения АДТ-AVISO от истинной АДТ могут быть в несколько раз больше этой величины. То обстоятельство, что величина и распределенность таких отклонений по поверхности океана неизвестна, не позволяет дать реальную оценку ошибок (доверительных интервалов) выполненного нами определения осей струй по альтиметрическим данным. Достоверность этого определения, однако, косвенным образом подтверждается совпадением полученного результата с результатами анализа независимых данных, а именно данных гидрофизического разреза.
О глубине распространения Антарктического циркумполярного течения в проливе Дрейка
На разрезе Drk07, выполненном вдоль оси хребта Шеклтона (рис. 3.1.5), УГВ была обнаружена только на одной станции, располагавшейся на южной стороне прохода Шеклтона [Гладышев и др., 2008]. Ее верхняя граница была отмечена на глубине 2500 м с потенциальной температурой 0.00С и соленостью 34.666 епс. Расход УГВ через проход Шеклтона оценивался в 0.5 Св (Св=10 м/с) на запад. Возвратный перенос на восток на северной стороне прохода наблюдался в слое циркумполярных вод. Отметим также, что на всех разрезах в Южно-Шетландском желобе глубина расположения верхней границы УГВ превышала пороговую глубину прохода Шеклтона. Такой результат согласуется с современными представлениями о том, что УГВ в результате интенсивного диапикнического перемешивания в проливе Дрейка переходит в плотностной диапазон циркумполярных вод и только затем переносится на восток в поле АЦТ [Orsi et al., 1999].
В Южно-Шетландском желобе циркуляция УГВ носит, по всей видимости, квазиизолированный циклонический характер. На это указывают ряд обстоятельств как косвенного, так и прямого характера:
В дополнение к западному потоку УГВ, возвратное, восточное течение УГВ на северном склоне желоба со скоростями, достигающими 10 см/с, неоднократно фиксировалось по данным измерений LADCP на разрезах, пересекавших Южно-Шетландский желоб - Drk03, Drk05a и Drkll (рис. 3.1.5). На разрезе DrklOa в январе 2010 г. в крайней западной части УГВ была обнаружена только в самой глубокой части желоба. Однако и в этом случае в вышележащем слое наблюдались придонные потоки западной и восточной направленности на южном и северном склонах соответственно. На разрезе DrklOb измерения LADCP не проводились.
Следующим после хребта Шеклтона препятствием на пути западного потока УГВ является расположенная к западу от разлома Хиро банка с глубинами 3000-3500 м (рис. 3.1.1). Поскольку глубина залегания верхней границы УГВ на станциях в Южно-Шетландском желобе составляет более 3000 м, склоновый поток УГВ, по достижении этой банки, должен, следуя вдоль изобат, отклоняться к северу. Указанная особенность склонового течения УГВ очевидно отмечается на разрезе А2199 (рис. 3.1.4, 3.3.1), трасса которого проходила вдоль впадины разлома Хиро (рис. 3.1.1), разделяющего упомянутую банку и хребет разлома, глубины над которым составляют менее 3000 м.
Как уже упоминалось во вводной части раздела, считается, что западный поток УГВ не проникает в Тихий океан. Однако следы более холодной и пресной УГВ (в сравнении с более теплым и соленым тихоокеанским типом ААДВ) отмечаются, например, на восточном участке разреза S04P; квазизональный (номинально вдоль 67 ю.ш.) разрез S4P был выполнен в феврале-марте 1992 г. на НИС «Академик Иоффе» в южной части Тихого океана [Кошляков, Сажина, 1995]. На станции 690 у о. Аделейд, у подножия антарктического склона в слое ул 28.26 на глубине более 3000 м наблюдалась вода более чем на 0.001 епс преснее и на 0.005С холоднее вод того же плотностного
Данные табл. 3.1.1 показывают, что характеристики НУГВ в западной (сектор 2, рис. 3.3.5) и восточной (сектор 3) частях моря Скотия очень близки друг к другу. Оценка полного объема НУГВ (табл. 3.3.1) несколько больше приведенной в [Meredith et al., 2008] - 3.1±0.8 10 км . Время обновления НУГВ в море Скотия при известном значении расхода через хребет Саут-Скотия, 3.5±1.2 Св [Meredith et al., 2008], составляет около 3.5 лет, которое, учитывая изолированность этой воды в море Скотия от бассейнов Атлантики, представляет собой полное время перехода НУГВ в плотностной диапазон ВУГВ. Характеристики ВУГВ в западной и восточной частях моря Скотия несколько различаются. Повышенные значения солености и потенциальной температуры в западной части моря связаны, по-видимому, с тем, что область распространения ВУГВ в этой части моря существенно больше, чем НУГВ, а также с ограниченностью распространения наиболее плотных слоев ВУГВ, о чем свидетельствуют более низкие значения нейтральной плотности в восточной части моря Скотия. Существенно более высокие значения потенциальной температуры и солености в Южно-Шетландском желобе (сектор 1, рис. 3.3.5) при практически тех же значениях нейтральной плотности, что и в западной части моря Скотия (сектор 2), свидетельствуют о существенном смешении ВУГВ в желобе с вышележащими более солеными и теплыми циркумполярными водами. Эффективному смешению этих вод может способствовать квазиизолированный циклонический характер циркуляции в желобе. Оценка общего объема УГВ, т.е. ВУГВ+НУГВ, в море Скотия и проливе Дрейка - 9.9-10 км , также несколько больше приведенной в [Meredith et al., 2008] - 8.7± 1.9-10 км . Полное время обновления УГВ в море Скотия и проливе Дрейка при этом составляет около 5 лет.
В море Скотия имеет место эффективный перенос глубинной воды моря Уэдделла поперек Антарктического циркумполярного течения. Важную роль в этом переносе играют значительные повышения и понижения рельефа дна, в частности хребет Шеклтона, разломы Куэст и Эндьюранс.
В дополнение к известным путям распространения УГВ через море Скотия в районы Атлантики к северу от этого моря, существует еще один путь, связанный с оттоком УГВ из западного Склонового антарктического течения, последующим удержанием этой воды южной струей Антарктического циркумполярного течения и переносом ее в восточную часть моря Скотия.
Движение Глубинной воды моря Уэдделла в Южно-Шетландском желобе носит квазиизолированный циклонический характер, что способствует более эффективному смешению с вышележащими циркумполярными водами.
Поток Антарктической донной воды в западной части разлома Романш
Профили потенциальной температуры 0 на станциях полигонов 2011, 2012, 2013 и 2014 гг. приведены на рис. 4.2.5а, 4.2.6а, 4.2.7а и 4.2.8а соответственно, распределение 0 на глубинной части разреза 2011 г. вдоль 2220.5 з.д. - на рис. 4.2.9. На карте на рис. 4.2.10 показаны значения потенциальной температуры на станциях у дна океана по данным измерений 2011-2014 гг., а на рис. 4.2.11 - 0,5-кривые для абиссальных слоев всех станций, выполненных за этот период 2011-2014 гг., а также, для сравнения, станций двух квазимеридиональных разрезов, располагавшихся к западу и к востоку от района работ (база данных WOD09). Разрез в средней части разлома к востоку от полигонов 2011-2014
Минимальная потенциальная температура, измеренная у дна в 2011-2014 гг. составила 0.501 С на станции 2481 на Южном входе-1 (рис. 4.2.10). В южном каньоне разлома Романш в районе Западной седловины-1 минимальная температура была зафиксирована несколько выше - 0.525С на станции 2515 (рис. 4.2.10), что почти на 0.11 С ниже минимальных температур, когда-либо до этого измерявшихся в канале разлома. Последнее обстоятельство означает, что разлом Романш как канал для холодной ААДВ начинается западнее исследуемого района. В направлении на север вдоль Южного 1ю.ш.
Профили потенциальной температуры в глубинной части станций полигона 2014 г. (а), зональная (U) и меридиональная (V) составляющие скорости течений по данным измерений с помощью LADCP на ст. 2538 в южном каньоне разлома Романш (б). На рис. 4.2.86 показан также рельеф дна по данным эхолотного промера 2014 г. входа-1 и на восток вдоль упомянутого каньона от Западной седловины-1 отмечается повышение придонной температуры до 0.554С на станции 2511 во впадине каньона (рис. 4.2.10). Наличие в этой впадине более высоких температур у дна (0.707С на ст. 2485, 0.620С на ст. 2512 и 0.615С на ст. 2486) указывает на узость стекающих с двух седловин потоков. Далее на восток по этому каньону температура повышается до 0.613С на ст. 2538 в районе седловины каньона и до 0.648С на станции 2468 на линии разреза 2011 г. в южном каньоне разлома (рис. 4.2.10). В северном каньоне разлома Романш в районе Западной седловины-2 минимальная температура у дна составила 0.953С (рис. 4.2.10).
В структуре водных масс на станциях полигона следует отметить отсутствие выраженного максимума солености НСАГВ на полигонах 2011-2013 гг., в отличие от измерений 1991 и 1999 гг., вместо которого в этом слое наблюдается выгибание 9,S-кривых в сторону больших соленостей (рис. 4.2.11), и лишь в апреле 2014 г. этот максимум появился снова. Поскольку район измерений 2011-2014 гг. располагался пространственно между разрезами 1991 и 1999 гг., скомпенсированное по плотности похолодание и опреснение вод абиссального потока по сравнению с 1991 и 1999 гг., особенно сильно выраженное в 2011 г. (рис. 4.2.11), носит, очевидно, временной характер. Вместе с тем непосредственно у дна в разломе фиксируется не понижение, а повышение температуры со временем. В работе [Morozov et al., 2010] было показано, что на седловине W (рис. 4.2.2) по данным разрезов 1991, 2005 и 2009 гг. наблюдалось повышение температуры абиссального потока примерно на 0.06С за 18 лет. Положительный временной тренд температуры у дна очевиден и из сравнения измерений 2011-2014 гг. с более ранними данными. В 2011 г. минимальная температура на линии разреза составляла 0.648С, тогда как в 1991 г. на одной из станций разреза на 19 17 з.д., т.е. заметно ниже по ходу движения абиссального потока, - 0.630С.
Выше этого горизонта соответствующие компоненты скорости, как правило, малы или даже направлены в обратную сторону. Рисунок 4.2.12 дает представление о структуре течений в динамически наиболее активной части абиссального потока (т.е. глубже 4150 м) в районе входа в разлом Романш. Рисунок построен по данным измерений LADCP на всех станциях 2011-2014 гг., за исключением разреза 2011 г. Векторы скорости приведены для горизонтов с наибольшими величинами скорости в абиссальном потоке.
Сопоставление профилей потенциальной температуры на станциях 2011-2013 гг. в районах седловин Южный вход-1 и Западная седловина-1 с профилями на станциях ниже по течению абиссального потока в разломе Романш показывает, что все изотермы глубже горизонта примерно 4150 м (9 1.20С) наклонены в сторону от седловин (рис. 4.2.5а, 4.2.6а, 4.2.7а). При этом на станциях во впадине южного каньона и далее к востоку наблюдается разрушение нижней части абиссального термоклина. Таким образом, в слое ниже горизонта 4150 м формируется локальный бароклинный градиент давления, направленный с юга внутрь канала и на восток вдоль канала и приводящий в движение цветом - полигона 2011 г., желтым - 2012 г., зеленым - 2013 г., синим - 2014 г. абиссальный поток. Вместе с тем выше горизонта 4150 м наклон изотерм невелик или даже имеет обратный наклон в сторону обеих седловин (рис. 4.2.5а, 4.2.6а, 4.2.7а). Это обстоятельство, на наш взгляд, объясняет небольшие скорости течения и даже возвратные, в южном и западном направлении, течения выше горизонта 4150 м на седловинах (рис. 4.2.56, 4.2.66, 4.2.6в, 4.2.76, 4.2.7в). Отметим, что полигон 2014 г. в этом смысле не показателен, поскольку измерений на седловинах не проводилось.
Векторы скорости течения в абиссальном потоке на входе в разлом Романш по данным измерений LADCP 2011-2014 гг. (за исключением разреза 2011 г.). Векторы приведены для горизонтов с наибольшей скоростью соответствует изотерме 9=1.00С, до дна (на 4620 м, глубина по данным CTD) (рис. 4.2.56). Величины северной компоненты скорости течения составляли более 9 см/с практически по всему указанному слою, с максимумом около 12 см/с, располагавшемся на глубинах 4400-4500 м (рис. 4.2.56). Выше горизонта 4200 м, вплоть до верхней границы слоя ААДВ (9=1.9С), наблюдались небольшие величины меридиональной составляющей скорости течения 2-3 см/с как на север, так и на юг (рис. 4.2.56). В полумиле к северу от станции 2472, в наиболее узком сечении Южного входа-1 практически на его седловине в 2012 г. были проведены измерения скорости течения на станции 2482 (рис. 4.2.66). В 2013 г. в этом же сечении был выполнен разрез из двух станций (рис. 4.2.76). В обоих случаях на глубинах более 4150 м были зафиксированы направленные на север скорости течения, которые достигали максимальных значений (до 27 см/с) уже на глубине около 4250 м и мало менялись ко дну. Выше горизонта 4150 м наблюдались течения как северной, так и южной направленности (4.2.66, 4.2.76).
