Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Канарский апвеллинг 25
1.1. Внутритермоклинные вихри 25
1.2. Придонные линзы 42
1.3. Пятнистая структура поверхности океана 50
1.4. Система поперечных струй 58
1.5. Трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых поперечных струях 76
1.6. Анализ поля температуры поверхности океана за 1982-1992 гг 82
Глава 2. Бенгельский апвеллинг 101
2.1. Система поперечных струй 101
2.2. Ячейки апвеллинга 114
2.3. Анголо-Бенгельская фронтальная зона 124
2.4. Южно-атлантический антициклон и его влияние на Анголо-Бенгельскую фронтальную зону 137
2.5. Анализ поля температуры поверхности океана за 1982-1992 гг 156
Глава 3. Сицилийский апвеллинг 173
3.1. Апвеллинг 173
3.2. Система поперечных струй 191
3.3. Роль апвеллинговой зоны в динамике Сицилийского пролива 209
3.4. Потепление апвеллинговой зоны :...211
3.5. Образование промежуточных вод в заливе Габес 212
Глава 4. Апвеллинг северо-западной части Черного моря 217
4.1. Прибрежный апвеллинг и поперечные струи 217
4.2. Циклонические вихри апвеллингового происхождения 232
Глава 5. Физическая модель апвеллинговых поперечных струй 240
5.1. Трансфронтальный водообмен 240
5.2. Механизмы образования поперечных струй 249
5.3. Лабораторное и численное моделирование струй и грибовидных течений 257
5.4. Модель формирования, структуры и динамики апвеллинговых струй 271
Заключение 278
Благодарности 289
Список основных публикаций по теме диссертации 292
Литература 297
- Трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых поперечных струях
- Южно-атлантический антициклон и его влияние на Анголо-Бенгельскую фронтальную зону
- Образование промежуточных вод в заливе Габес
- Лабораторное и численное моделирование струй и грибовидных течений
Введение к работе
Актуальность проблемы. Апвеллингом (или подъемом вод) называется процесс вертикального движения воды в океане (морс), в результате которого глубинные воды поднимаются к поверхности. Апвеллннговая зона - это обычно относительно узкая область, однако влияние апвеллинговых вод распространяется на сотни километров от нее. Существует несколько причин, вызывающих подъем вод. Он может быть вызван ветровым сгоном поверхностных вод от берега или кромки льда, расходящимися течениями и течениями, отходящими от суши (дивергенциями), циклоническими круговоротами и вихрями, а также устойчивыми ветрами, дующими параллельно берегу. В последнем случае (классический экмановский апвеллинг), в соответствии с теорией Экмана, происходит отклонение поверхностных вод под 45 вправо от направления ветра в Северном и влево в Южном полушарии с интегральным переносом вод под 90 вправо и влево, соответственно. В результате оттока вод от берега в приповерхностном слое происходит их замещение глубинными водами. Именно этому типу апвеллинга посвящена данная работа.
Первые попытки дать физическое объяснение прибрежному апвелликгу были сделаны еще в конце прошлого века, причем тогда уже предполагалось, что движущей силой является ветер (Witte, 1880; Buchan, 1895). Однако, только в 1905 году Экман (Ekman, 1905) показал, что благодаря трению и вращению Земли суммарный перенос воды под действием ветрового напряжения направлен под 90 вправо от направления ветра в Северном полушарии. Экман тогда не имел в виду прибрежный апвеллинг, но его теория дает объяснение этому физическому процессу. Затем, уже в применении к апвеллингу, эта теория была развита Свердрупом (Sverdrup, 1938).
Под аггвеллинговой фронтальной зоной мы будем понимать определение, данное Федоровым (1983), согласно которому фронтальная зона в океане - это такая зона, "в которой пространственные градиенты основных термодинамических характеристик значительно обострены по сравнению со средним равномерным распределением между устойчиво существующими климатическими или иными экстремумами". Соответственно, фронтальный раздел (или фронт) - "это поверхность внутри фронтальной зоны, совпадающая с поверхяоетью максимального градиента одной или нескольких характеристик". Кроме того, в одной фронтальной зоне может существовать одновременно несколько
фронтальных разделов, обусловленных различными
структурообразующими процессами меньшего масштаба.
По мере развития знаний о Мировом океане проблема изучения океанических фронтов и фронтальных зон приобретает все большее значение. Произошло постепенное переосмысление широко практиковавшихся до 1970-х годов взгляда на фронты как на довольно статичные и практически непроницаемые границы раздела между водными массами. Все большее признание среди исследователей завоевывает подход к фронтам как к физическому явлению со сложной внутренней динамикой, обладающему свойствами "проницаемости". При этом фронты рассматриваются как важное звено в цепи передачи энергии по каскаду масштабов от элементов глобальной океанической циркуляции до мелкомасштабных явлений, и в этом отношении апвеллинговые зоны Мирового океана не являются исключением. Интенсивное ускорение развития новой концепции фронтов началось в середине 70-х годов в результате разработки и широкого применения новой океанологической и спутниковой аппаратуры и современных методик, позволяющих получать натурные данные значительно более высокого пространственного и временного разрешения. Появилось множество экспериментальных, теоретических и методических работ, содержащих научные сведения и гипотезы о характере явлений, наблюдающихся во фронтальных зонах. Огромный вклад в исследование океанических фронтов внес член-корреспондент АН СССР, профессор К.Н.Федоров. Его фундаментальный труд "Физическая природа и структура океанических фронтов" (1983), являющийся по сути настольной книгой любого океанолога, занимающегося проблемой фронтов, представляет собой весьма полное обобщение накопленных к началу 80-х годов сведений об этой проблеме.
Размеры агшеллинговой зоны зависят от характеристик ветра: направления, скорости, продолжительности и разгона; от вида береговой линии; от особенностей топографии дна и от взаимодействия с окружающими водами (течениями). Воды, достигающие поверхности, обычно приходят с глубины менее 200 м, а вертикальные движения наблюдаются в верхнем 300-400 м слое. В прибрежных районах поднявшиеся к поверхности более плотные воды создают горизонтальный градиент плотности - апвеллинговый фронт, который и определяет пространственные размеры и конфигурацию апвеллинговой зоны. Градиент плотности с напряжением ветра вызывает развитие геострофических течений вдоль берега.
Интенсивность апвеллинга характеризуется величиной экмановского переноса (в токнач в секунду, часто в расчете на 100 м побережья) от берега М=тД где тв - вдольбереговая компонента тангенциального напряжения ветра, a f - параметр Корнолиса (Седых, 1987). Она также характеризуется контрастом температуры поверхности океана между прибрежными апвеллинговьши водами и водами открытого океана. В общем случае, чем интенсивнее апвеллинг, тем с большей глубины поднимаются воды к поверхности, и тем больше становится контраст температур через апвеллинговьш фронт. В последнее время эти характеристики называют, соответственно, экмановским (ветровым) и температурным или термическим индексами прибрежного апвеллинга (Nykjaer, Van Camp, 1994). Характерная скорость подъема вод в прибрежных апвеллингах имеет порядок одного метра в сутки (Лафонд, 1974; Nykjaer, 1988). В Орегонском алвеллинге вертикальные скорости оценивались в 25 м в сутки (Johnson, 1977). Иногда скорость подъема вод настолько высока, что она приводит к заморам рыб из-за недостатка кислорода или аномально низкой температуры, что неоднократно наблюдалось у западных берегов Индии, в Аравийском море и у юго-западного побережья Африки (Чернявский, 1972).
Вследствие особенностей атмосферной циркуляции наиболее ярко выраженные и постоянно существующие апвеллинговые зоны наблюдаются у западных побережий США (Калифорнийский и Орегонский апвеллинг), Перу (Перуанский алвеллинг), Португалии, Марокко, Западной Сахары, Мавритании, Сенегала и т.д. (апвеллинг северо-западной Африки или Канарский апвеллинг), Намибии и ЮАР (апвеллинг юго-западной Африки или Бенгельский апвеллинг), Австралии. Постоянные юго-западные ветры в Индийском океане, связанные с муссонами в зимний период, вызывают подъемы вод вдоль восточных побережий п-ова Сомали, Индии, Таиланда и Южного Вьетнама. Алвеллинг наблюдается также у побережий Бразилии, Венесуэлы, Антарктиды, Алеутских островов, у экватора, у северной границы Межпассатного (Экваториального) противотечения, в Средиземном, Черном и Каспийском морях.
Прибрежные апвеллинговые зоны Мирового океана являются районами повышенной физической энергии и биологической активности, в которых происходит взаимодействие и обмен с открытым океаном. Они характеризуются различными гидродинамическими режимами, связанными с ветровым напряжением трения на поверхности океана и диссипацией энергии приливов, эффектами плавучести, потоками вещества на границах,
взаимодействием океана с атмосферой, донной топографией и т.д.. Эти районы взаимодействуют с окружающим глубоким океаном путем обмена через апвеллинговый фронт н кромку шельфа, который включает перенос тепла, массы, импульса, завихренности, взвешенного вещества, химических и биологических компонентов, и загрязнения.
С появлением спутниковых данных (в инфракрасном и оптических диапазонах) изменилось представление о мезомасштабной структуре, физических и биологических процессах в верхнем слое прибрежных районов океана, особенно, в зонах прибрежного ветрового алвеллинга (Федоров, 1980; Амаров, Макаров, 1987; Федоров, Гинзбург, 1988). Открытие в середине 80-х годов холодных, богатых хлорофиллом, узких (порядка 30 км в ширину) поперечных апвеллинговых струй у западных берегов Северной Америки, Северной и Южной Африки стало возможным благодаря прогрессу в технологии дистанционного зондирования океана из космоса (Traganza et al., 1980; Mooers, Robinson, 1984; Гинзбург, Федоров, 1985; Luijeharms, Stockton, 1987; Nykjaer, 1988). Предполагается, что эти струи и различные типы мезомасштабных вихрей представляют собой эффективный механизм переноса вод, нитратов и планктона из прибрежных зон в сторону открытого океана, значительно влияющий на продуктивность районов океана, удаленных от берега (Mooers, Robinson, 1984; Luijeharms, Stockton, 1987; Lutjeharms et al., 1991; Gabric et al„ 1993). Появились свидетельства, что взвешенное вещество переносится с шельфа в открытый океан также посредством этого механизма (Сивков, 1994). Однако, до сих пор количественные Ьценки вклада этих когерентных структур в водообмен и перенос взвешенного вещества между прибрежной зоной и открытым океаном являются весьма приблизительными.
Т.к. многие мезомасштабные структуры (например, струи, вихри, "пятна" апвеллинговых вод) возникают в различных местах апвеллинга спорадически и существуют всего несколько дней, то эти обстоятельства чрезвычайно осложняют проведение экспедиционных работ с целью изучения этих явлений контактными методами. Поэтому, несмотря на известные недостатки, в данном случае более эффективными являются дистанционные (спутниковые) методы исследования, позволяющие одновременно на обширной акватории ежедневно следить за возникновением мезомасштабных структур, получать их пространственно-временные характеристики и изучать их изменчивость. В последние годы с появлением доступных банков глобальной регулярной спутниковой информации о поле температуры поверхности океана, концентрации хлорофилла, атмосферного давления, ветра, осадков, потоков тепла
(PODAAC JPL, UT/CSR, NCEP, GSFC NASA, DAAC GSFC, и др.), появилась возможность изучения сезонной и межгодовой изменчивости различных апвеллинговых районов Мирового океана, причем синхронно.
Подъем вод к поверхности океана сопровождается выносом в эвфотнческнй слой большого количества биогенных элементов (фосфатов, нитратов и т.д.), что дает высокую первичную продукцию, которая по пищевой цепи в конечном итоге приводігг к концентрации рыбных скоплений (Чернявский, 1972; Виноградов, Шушкина, 1987). Наиболее продуктивными рыбопромысловыми районами Мирового Океана являются западные побережья Северной и Южной Америки, северо- и юго-западной Африки. Более 50% мироиого улова рыб приходиться на долю прибрежных алвеллингов. Район Канарского апвеллинга является одним из наиболее продуктивных в Мировом океане. Ежегодный вылов СССР здесь до 1991 г. превышал 1 млн. тонн рыбы н ценных промысловых беспозвоночных.
Апвеллинги северо-западной и юго-западной Африки являются основными апвеллинговыми зонами Атлантического океана. Их постоянство и сезонная изменчивость определяются субтропическими областями высокого давления над северной и южной частью Атлантического океана: Азорским и Южно-атлантическим антициклонами (ЮАА). Существующая сопряженность Азорского антициклона, внутритропической зоны конвергенции (ВЗК) и ЮАА (Кружкова, Стехновский, 1969) наиболее четко проявляется в синхронных сезонных миграциях этих систем на север и юг. Азорский антициклон и ЮАА в июле-августе занимают крайнее северное положение, а в конце зимы и весной Северного полушария - крайнее южное (Таубер, 1977>. Амплитуда сезонных миграций почти одинакова для обоих систем и не превышает 4-5 широты, при этом средняя широта центров Азорского антициклона и ЮАА зимой составляет 33с,щ. и 29ю.ш,, а летом - 35с.ш. и 27го.ш., соответственно. Сезонные и межгодоьые миграции антициклонов определяют схему сезонной и межгодовой интенсификации обеих апвеллинговых зон вдоль побережий северо и юго-западной Африки.
С 60-х годов многочисленные океанографические исследования Восточной Атлантики выявили особенности генеральной циркуляции и распределения водных масс, основные пространственно-временные и термохалишше характеристики апвеллинговых зон и их региональные особенности, структуру н изменчивость апвеллинговых фронтов, характеристики фронтальной зоны Зеленого мыса и Анголо-Бенгельской фронтальной зоны (Кудерский, 1962, 1964, 1990; Хованский, 1962;
Морошкин, Бубнов, Булатов, 1970; Shaffer, 1974; Wooster, Bakun, McLain, 1976; Huyer, 1976; Sedykh, 1978; Tomczak, Hughes, 1980; Hempel, 1982; Spcth, Detlefsen, 1982; Brink, 1983; Федоров, 1983; Nelson, Hutchings, 1983; Mittelstaedt, 1983, 1991; Shannon, 1985; Shannon et al., 1986, 1987; Lutjeharms, Meewis, 1987; Lutjeharms, Stockton, 1987; Sedykh, Dubrovin, Kudersky, 1988; Van Camp et al., 1991). Большой вклад в исследование Канарского апвеллинга внесла международная программа CINECA (1970-1977), в которой участвовало 11 стран и было проведено более 100 океанографических экспедиций, CUEA и Глобальный атлантический тропический эксперимент (ГАТЭ). Ведущая роль в исследовании обеих апвеллинговых систем в нашей стране на протяжении 40 лет принадлежит Атлантическому научно-исследовательскому институту рыбного хозяйства и океанографии (АтлантНИРО).
Апвеллинговые зоны внутренних и средиземных морей менее изучены по сравнению с наиболее мощными апвеллинговыми системами Атлантического и Тихого океанов. Так, например, за последние 35 лет был достигнут существенный прогресс в изучении динамики и циркуляции Средиземного моря, но его апвеллинговые системы практически не изучены (Philippe, Harang, 1982). Одной из наиболее интенсивных апвеллинговых систем Средиземного моря является Сицилийский апвеллинг, вызываемый сильным ветровым напряжением, обусловленным Мистралем (Piccioni et al., 1988). Хорошо известная добыча сардин и анчоуса в Сицилийском проливе связана с характеристиками апвеллинга, расположенного у южного побережья Сицилии. Сицилийский пролив всегда был районом пристального внимания океанологов из-за его важной роли в водообмене между западным и восточным бассейном Средиземного моря. За эти годы был достигнут существенный прогресс в понимании водообмена модифицированных атлантических и левантийских вод через пролив, включая их трехмерную структуру и сезонную изменчивость (Овчинников и др., 1976; Гидрологические и гидрохим. исслед..., 1979; Garzoli, Mailiard, 1979; Grancini et al., 1984; Grancini, Vincenzi, Iovenitti, 1984; Grancini, Michelato, 1987; Manzella, Gasparini, Astraldi, 1988; Manzella et al., 1990; Moretti etal., 1993; Manzella, 1994; Astraldi et al., 1996), однако, структура, динамика и сезонная изменчивость Сицилийского апвеллинга, непосредственно расположенного в проливе, весьма плохо известны.
Другими примерами являются локальные апвеллинги, возникающие у южного берега Крыма, побережья Турции и северозападной части Черного моря, а также вдоль восточного побережья Каспия (Косарев, 1975; Залогин, Косарев, 1999). Хотя эпизодическое
возникновение апвеллинга (сгона) у берегов северо-западной части Черного моря известно давно (Богданова, Кропачев, 1959; Толмазин, 1963), пространственная структура зон прибрежного подъема вод и структурообразующие процессы практически не изучены. Было неизвестно, вблизи каких участков побережья апвеллинг наблюдается наиболее часто, какие процессы его возбуждают, и на какие расстояния от берега могут распространяться воды алвеллингового происхождения. Неясно также, формируются ли в данной части моря поперечные струи, типичные для многих зон прибрежного апвеллинга в океане и морях, в том числе для Анатолийского побережья Черного моря (Oguz, La Violette, Unluata, 1992; Sur, Ozsoy, Unluata, 1994; Гинзбург, 1994).
Несмотря на достигнутый существенный прогресс в понимании функционировашія апвеллинговой зоны как крупномасштабной системы, основные физические механизмы, обусловливающие изменчивость мезомасштабной структуры апвеллинговой зоны, вихреобразования, динамику алвеллингового фронта, течений, поперечных струй и ячеек локального апвеллинга, пока еще плохо исследованы. До сих пор не известна природа поперечных струй, не изучена короткопериодная (порядка суток) изменчивость мезомасштабной структуры апвеллинговых зон и механизмов, ее возбуждающих. Однако, все эти процессы существенно влияют на биопродуктивность апвеллинговых районов океана в целом и требуют детального изучения. Практика работы промысловых судов показывает, что для улучшения качества прогнозирования рыбопромысловой обстановки и повышения эффективности работы добывающего флота требуется учитывать оперативно складывающиеся гидродинамические условия, вызванные различными гидрофизическими процессами (Кудерский, 1964; Чернявский, 1971, 1972; Амаров, Елизаров, 1978; Строгонов, Виноградов, 1983; Букатин, 1997).
Основные задачи. Диссертационная работа направлена на исследование мезомасштабной гидрофизической структуры и динамики прибрежной апвеллинговой зоны, типичных мезомасштабных вихревых структур (поперечных струй, вихрей, ячеек локального апвеллинга, и пр.), структурообразующих процессов и их короткопериодной, сезонной и межгодовой изменчивости. Поскольку зоны прибрежных апвеллингов в различных районах Мирового океана имеют как схожие черты, так и существенные различия в термохалинной структуре, ветровом воздействии, виде береговой линии и топографии дна, длине зоны, периодичности возникновения, сезонной изменчивости характеристик, то необходимо исследовать различные апвеллинговые районы для получения наиболее
полной картины происходящих процессов. С этой целью были исследованы прибрежные апвеллинги северо- и юго-заладной Африки, Сицилии и северо-западной части Черного моря.
Основные задачи диссертационной работы состояли в следующем:
Исследование гидрофизических процессов, ответственных за формирование изменчивости мезомасштабной структуры в прибрежных апвеллинговых зонах.
Анализ пространственного распределения, сезонной изменчивости и основных характеристик апвеллинговых поперечных струй, мезомасштабных вихрей, придонных линз и ячеек апвеллинга.
Создание физической модели формирования и эволюции апвеллинговых поперечных струй.
Оценка траксфронтального водообмена, обусловленного системой поперечных струй.
Лабораторное моделирование поперечных струй и грибовидных течений.
Анализ сезонной и межгодовой изменчивости термического состояния апвеллинговых зон.
Сравнение структурообразующих процессов в прибрежных апвеллингах северо- и юго-западной Африки, Сицилии и северозападной части Черного моря.
Положения, выносимые на защиту.
Зоны прибрежных апвеллингов являются интенсивным источником образования антициклонических внутритермоклинных вихрей, которые, в свою очередь, приводят к эффекту вторичного апвеллинга. Механизм образования этих вихрей связан с образованием придонных линз, перемешанных на шельфе во время события апвеллинга.
Прибрежные апвеллинги в совокупности с апвеллинтовыми поперечными струями представляют собой единое гидродинамическое явление, поскольку: (1) поперечные струи являются неотъемлемой частью прибрежных апвеллингов, (2) сезонная изменчивость их положения и интенсивности совпадает, (3) гипотетическое отсутствие апвеллинговых струй привело бы к существенному изменению наблюдаемой структуры и динамики апвеллинговых зон.
Апвеллннговые поперечные струи осуществляют интенсивный трансфронтальнын водообмен между апвеллинговой зоной и открытым океаном, причем они могут выносить до 50% объема вод, поднятых к поверхности в результате экмановского переноса.
4. Апвеллинговые поперечные струи генерируются в результате резкого сдвига поля ветрового напряжения в апвеллинговой зоне, приводящего к локальному "вспучиванию" уровня океана в прибрежной зоне и последующему переходу запасенной потенциальной энергии в кинетическую энергию поперечной струи. Во время эволюции струи происходит ее заглубление в подповерхностный слой за пределами апвеллингового фронта и образование вкутритермоклинной днпольной (грибовидной) структуры, способной распространяться со скоростью порядка 1-2 м/с на расстояния превышающие 500 км.
Научная новизна работы. В работе содержится ряд новых результатов и положений в области изучения мезомасштабной структуры и динамических процессов в прибрежных апвеллинговых зонах Мирового океана. Обнаружены внутритермоклинные вихри апвеллингового происхождения и выявлены механизмы их генерации. Исследованы системы поперечных струй апвеллинговых зон северо- и юго-западной Африки, Сицилийского апвеллинга и апвеллинга северо-западной части Черного моря, причем струи в последних двух районах описаны впервые. Разработана новая методика количественной оценки трансфронтального водообмена, осуществляемого вихревыми когерентными структурами (вихрями, струями). Введен новый параметр, определяющий проницаемость апвеллинговых и других фронтов. Сформулирована физическая модель апвеллинговых поперечных струй, включающая новые механизмы генерации, особенности их динамики и новое представление об их трехмерной структуре. Показано, что прибрежные апвеллннги в совокупности с поперечными струями представляют собой единое гидродинамическое явление.
Праістическая значимость работы. Многие частные и общие результаты диссертационной работы могут иметь практическое значение для составления оперативных, краткосрочных и долгосрочных прогнозов рыбопромысловой обстановки в исследованных апвеллинговых районах. Среди них особую значимость имеют: (1) пространственно-временные и динамические характеристики апвеллинговых поперечных струй, внутритермоклинных вихрей и ячеек апвеллинга, и их сезонная изменчивость; (2) районы концентрации и частота встречаемости поперечных струй; (3) сезонная изменчивость интенсивности апвеллинговых зон; (4) оценки трансфронтального водообмена н степени проницаемости фронтов; (5) корреляционные связи между положением Анголо-Бенгельской фронтальной зоной и градиентом атмосферного
давления между Южно-атлантическим антициклоном и АБФЗ. Методика оценки трансфронтального водообмена может быть использована для решения некоторых экологических задач, связанных с изучением степени самоочищения прибрежных вод.
Обоснованность научных положений и выводов. Обоснованность представленных результатов обусловлена комплексным подходом к проведенному исследованию, который включает не только анализ многочисленных спутниковых ИК-изображений апвеллинговых зон, но и анализ банка еженедельных спутниковых карт поля ТПО за 1982-1992 гг., синоптических карт погоды, другой метеорологической информации, гидрологических данных многочисленных экспедиций (СТД-зондирования), данных допллеровского измерителя скорости течений ADCP. Кроме того, был проведен целый ряд лабораторных экспериментов по исследованию динамики и устойчивости поверхностных, внутритермоклинных и придонных вихрей, результаты которых использовались для выяснения механизмов генерации и эволюции обнаруженных нами линз апвеллингового происхождения. Аналогичные эксперименты были проведены и со струйными течениями, которые были дополнены численными экспериментами по моделированию апвеллинговых поперечных струй в широком диапазоне характерных определяющих параметров. Для выяснения общности изучаемьк процессов, были исследованы прибрежные апвеллинги северо- и юго-западной Африки, Сицилии и северо-западной части Черного моря.
Обоснованность представленных результатов подтверждается сравнением (где это возможно) с результатами тематически близких исследований других авторов, полученных методами анализа натурных наблюдений и спутниковых данных, теоретического, численного и лабораторного моделирования; международной экспертизой результатов, полученной при публикации статей в иностранных изданиях, при прохождении международных проектов, во время обсуждения докладов на конференциях, во время работы автора в зарубежных лабораториях.
Апробация работы. Основные результаты, представленные в диссертации, опубликованы в 42 статьях в отечественных и зарубежных изданиях. Отдельные вопросы кратко изложены в 54 опубликованных тезисах докладов, представленных автором на следующих всесоюзных, российских и зарубежных конференциях в 1984-2000 гг.: 1) III Республиканская конференция "Проблемы гидромеханики в освоении океана" (Кііев, 1984);
Научная школа CNES "Спутниковая океанография" (Роскоф, Франция, 1986);
Всесоюзная конференция "Комплексное изучение природы Атлантического океана" (Калининград, 1987,1989, 1991);
III съезд советских океанологов (Ленинград, 1987);
Всесоюзная конференция "Проблемы стратифицированных течений" (Юрмала, 1988);
Международный Льежский коллоквиум по гидродинамике океана (Льеж, Бельгия, 1988, 1990, 1991, 1994, 1998, 1999, 2000);
Международный коллоквиум по моделированию океанских вихрей (Ганновер, США, 1990);
Генеральная Ассамблея Европейского Геофизического Общества (Эдинбург-1992, Ницца-1998);
Международная конференция "Лабораторное моделирование динамических процессов в океане" (Москва-1993, Санкт-Петербург, 1995, Светлогорск-1996, Москва-1997);
Международная конференция COASTS (Льеж, Бельгия, 1994);
4-й Международный симпозиум по стратифицированным течениям (Гренобль, Франция, 1994);
Симпозиум по Южной Атлантике (Бремен, Германия, 1994);
9-й Южно-африканский симпозиум по морским наукам (Кейптаун, ЮАР, 1996);
Симпозиум по динамике Бенгельской зоны (Кейптаун, ЮАР, 1996);
Международная конференция "Перемешивание в геофизических течениях" (Виланова и ла Гелтру, Испания, 1997);
Конференция программы WOCE по Южной Атлантике (Брест, Франция, 1997);
Международная конференция по спутникам, океанографии и обществу (Лиссабон, Португалия, 1998);
Мемориальный международный симпозиум по океаническим фронтам и связанным с ними явлениям, посвященный памяти К.Н.Федорова (Санкт-Петербург, 1998).
Результаты докладывались и обсуждались на семинарах Отдела экспериментальной и космической океанологии ИОРАН (1983-1997) во время научных визитов автора в АтлантНИРО (Калининград, 1987-1996), Университет штата Флорида (Таллахасси, США, 1990), Океанографическую станцию в Ла Специи (Италия, 1996), Департамент океанографии Университета Кейптауна и Институт рыбного хозяйства (Кейптаун, ЮАР, 1996), Институт исследования Балтийского моря
(Варнемюнде, Германия, 1997), Льежский Университет (Бельгия, 1997, 1999, 2000), Океанографическую станцию STARE80 (Кальви, Корсика, Франция, 1997), Университет Риу-Гранди (Бразилия, 1998), Мемориальный Университет Ньюфаундленда (Сент-Джонс, Канада, 1999).
Работа проходила экспертную оценку в реализованных проектах Российского Фонда Фундаментальных Исследований (1993-2000), Международного Научного Фонда (1993-1996), INTAS (1994-1997), Международном научно-техническом проекте "Алвеллинг" Миннауки России (1995-2000), Департамента науки, техники и культуры премьер-министра Бельгии (SSTC) (1996-2000), INCO-Copernicus (1997-2000), МИД России и Генерального комиссариата по международным связям французского сообщества Бельгии (CGRI) (1997-2000).
Личный вклад автора. Постановка задач проведенного исследования осуществлялась автором преимущественно самостоятельно. Автор принимал участие во всех этапах проведенного исследования: поиск и анализ гидрологических, спутниковых и метеорологических данных; создание лабораторных установок, разработка и освоение методов измерения и регистрации данных, проведение лабораторных экспериментов и анализ полученных результатов; постановка задач для численного моделирования и анализ его результатов. Вклад автора был определяющим при выдвижении гипотез, формулировании результатов и выводов, а также в написании подавляющего большинства статей и тезисов докладов. Автор являлся или является в настоящее время руководителем или ответственным исполнителем проектов, перечисленных выше.
Структура и объем диссертационной работы. Работа изложена на 317 страницах, включая 118 рисунков и 17 таблиц. Она состоит из Введения, пяти глав, Заключения, вынесенных благодарностей, списка основных публикаций автора по теме диссертации (42 статьи) и списка цитируемой литературы из 246 наименований.
Трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых поперечных струях
Апвеллинг у северо-западного побережья Африки наблюдается примерно между 10 и 36с.ш. (Гибралтарским проливом). Системы ветров в этом районе определяются обширной областью высокого давления - Азорским антициклоном (Азорский максимум). Благоприятные северо-восточные ветры вызывают прибрежный апвеллинг, северная и южная граница которого размыта из-за резкого изменения ориентации береговой линии относительно дующих ветров. В северной половине этого района апвеллинг называется Канарским, хотя достаточно часто под этим названием понимается и более широкая апвеллинговая зона северо-западной Африки. От зимы к лету Азорский антициклон смещается с юга на север (см. Рис.5), и благоприятный для апвеллинга ветер появляется у Пиренейского полуострова (до 44с.ш. - северо-западной оконечности полуострова), в результате чего только в июле-октябре у побережья Португалии и северной части Испании происходит достаточно интенсивный апвеллинг. Затем вся система возвращается к крайнему южному положению и состоянию, характерному для зимы. Амплитуда сезонных миграций Азорского антициклона не превышает 4-5 широты, при этом средняя широта его центра зимой составляет 33с.ш., а летом 35с.ш. (Таубер, 1977). Межгодовые миграции центра антициклона летом достигают 7, а зимой - 25 широты (Таубер, 1977).
Преобладание северо-восточных ветров в прибрежной зоне вызывает отклонение вдольберегового Канарского течения (скорость течения - 20-50 см/с) на 45 вправо, т.е. на юго-запад, а в результате - суммарный перенос воды под углом 90 вправо, т.е. на запад. Отток воды от берега вызывает подъем холодных вод с глубины 200-300 м на поверхность в прибрежной зоне, происходит апвеллинг. Ширина полосы апвеллинга составляет 50-100 км, контраст температуры с окружающими водами достигает 4-6С, солености 1 /оо, градиенты температуры 0.05-0.5С/км (Федоров, 1983). Типичная картина прибрежного апвеллинга представлена на Рис.3.
Подъем холодных вод к поверхности существует постоянно и достаточно интенсивно только в районе 15-25с.ш., при этом, чем севернее и южнее от этого места, тем ярче выражается сезонная изменчивость, которая определяется сезонным смещением барических полей. Это наглядно видно по таблицам экмановского переноса, характеризующего интенсивность прибрежного апвеллинга, рассчитанным для Канарского апвеллинга (Седых, 1987). Канарский апвеллинг имеет относительно регулярный цикл, т.к. возникает с периодичностью 7-10 дней.
В связи с большим промысловым значением Канарского апвеллинга с конца шестидесятых годов проводятся исследования физических процессов, происходящих в этом районе. Комплексные гидрофизические, гидрохимические и гидробиологические исследования различных районов апвеллинга у западного побережья Африки показали значительную мезомасштабную изменчивость полей температуры, солености, гидрохимических и биологических элементов (Tomczak, 1973; Hughes, Barton, 1974а,б; Shaffer, 1976; Huyer, 1976; Peters, 1976, 1977; Halpern et al., 1977; Tomczak, Hughes, 1980; Mittelstaedt, 1982; Федоров, 1983; Войтов, Журбас, 1986; Barton, 1987; Монин, Озмидов, Пака, 1987; Федоров, Гинзбург, 1988). К началу 80-х годов из наблюдений стало известно, что подъем вод к поверхности океана во время "события" апвеллинга происходит дискретно-непрерывным образом. Это означает, что в узкой полосе прибрежной зоны на фоне относительно холодных вод наблюдаются очаги выхода наиболее холодных апвеллинговых вод, называемые локальными пятнами прибрежного апвеллинга (Строгонов, Виноградов, 1983) или ячейками апвеллинга (upwelling cells), которые привязаны к особенностям топографии дна и виду береговой линии. Ширина этой полосы обычно определяется локальным бароклинным радиусом деформации Россби и, как правило, не превышает 50 км (Brink, 1983).
В более широкой зоне, в полосе 200-300 км от берега, также наблюдается пятнистая структура вод. Было известно, что в Канарском апвеллинге поперечник холодных пятен меняется от 20 до 50 км, встречаются они на расстоянии 80-200 км друг от друга и холоднее окружающих вод на 0.4-1С (Tomczak, 1973; Tomczak, Miosga, 1976; Shaffer, 1976). На поверхности океана довольно редко встречаются антициклонические и циклонические вихри (La Violette, 1974; Barton, 1987).
Кроме того, у западного побережья Африки существует система поперечных струй, характерная для всех прибрежных апвеллингов. Поперечные струи часто наблюдаются на спутниковых изображениях Орегонского, Калифорнийского и Бенгельского апвеллингов (Гинзбург, Федоров, 19846; Гинзбург, Федоров, 1985; Davis, 1985; Kosro, 1987). Система поперечных струй в этих районах представляет собой узкие (10-60 км) прорывы относительно холодных (АТ=-1.5...-2С) и богатых биогенными элементами поверхностных вод от побережья в сторону открытого океана на расстояния от нескольких десятков до 500 км (Гинзбург, Федоров, 1985). Апвеллинг северо-западного побережья Африки не является исключением, однако, существующая здесь система поперечных струй к середине 80-х годов была абсолютно не изучена. Единичные наблюдения были приведены в работах (Bulletin mensuel SATMER, 1983;Nykjaer, 1988;Nykjaer, Van Camp, Schlittenhardt, 1988).
Такое многообразие мезомасштабных структур у побережья западной Африки несомненно влияет на локальную изменчивость фитопланктона, зоопланктона и рыбных скоплений, что было показано в многочисленных работах (Строгонов, Виноградов, 1983; Nykjaer, 1988; Кудерский, 1993; Кудерский и др., 1993; Доманевский и др., 1996; Чернышков, Вялов, 1996; Букатин, 1997; Доманевский, Букатин, 1999; Мыльников и др., 1999; Чернышков, Букатин, 1999). В других апвеллинговых районах Мирового океана также неоднократно наблюдалось совпадение наиболее биопродуктивных областей и мест наибольшего улова рыбы с фронтальными границами холодных вихрей и апвеллинговых поперечных струй (Traganza et al., 1980; Bowman et al., 1983; Laurs et al., 1984). Поэтому, детальное знание происходящих физических процессов позволит с большей эффективностью проводить поиск рыбных скоплений в этом промысловом районе.
Поиск внутритермоклинных вихрей (ВТВ) в Мировом океане (Белкин, Емельянов, Костяной, Федоров, 1986; Белкин, Костяной, 1988; Kostianoy, Belkin, 1989) показал, что в зонах прибрежного апвеллинга могут существовать условия благоприятные для возникновения ВТВ (Костяной, Родионов, 1986а,б). Тщательное исследование одного из ВТВ в Саргассовом море (Rossby, Riser, McDowell, 1981) позволило предположить, что местом его зарождения является район апвеллинга у северо-западного побережья Африки. По самым скромным оценкам считается, что вихрь прошел от места рождения около 5000 км за время порядка 3 лет. Однако, никаких достоверных сведений об образовании ВТВ в районе Канарского апвеллинга не существовало.
Южно-атлантический антициклон и его влияние на Анголо-Бенгельскую фронтальную зону
Результаты наблюдений такого рода термических неоднородностей по данным буксируемого термодатчика и CTD-зондирований приведены Зацепиным (1991). В период с 28 января по 5 февраля 1990 г. УЭС "Профессор Сергей Дорофеев" работало в районе Канарского апвеллинга (2026 с.ш.). При этом производились СТД-зондирования, велась буксировка термодатчика в приповерхностном слое океана, осуществлялись прием и обработка спутниковых изображений поверхности океана в ИК и видимом диапазоне спектра излучения. Горизонтальные градиенты температуры на фронтальных разделах в районе Канарского апвеллинга составляли 0.1-0.3С/км, наиболее резкие фронтальные разделы встречались в области склонового фронта (до 5С/км), а перепад температуры через фронтальный раздел не превышал, как правило, 1.5С. Эти данные хорошо согласуются с параметрами Канарского апвеллинга, приведенные Федоровым (1983).
Наряду с фронтальными разделами на записях буксировок (более 1500 км) прослеживались многочисленные мезомасштабные температурные аномалии, проявляющиеся в виде "горбушек" и "впадин" на фоне монотонного изменения температуры. Всего было выделено 52 температурные аномалии с пространственными масштабами от нескольких км до нескольких десятков км (из них 29 - теплые аномалии и 23 - холодные). Более половины аномалий имели горизонтальные размеры от 5 до 15 км и амплитуды от 0.2 до 0.4С, при этом они не коррелировали друг с другом (Зацепин, 1991). Вертикальные размеры таких аномалий оценивались в 40-100 м, однако тип этих динамических структур определить не удалось.
Т.к. под пятнистой структурой поля ТПО ранее подразумевалось существование только холодных пятен, то и высказанные гипотезы относительно механизмов образования относились только к холодным аномалиям. Одна из гипотез частично связывает появление этих пятен с обрушением внутренних волн на кромке шельфа (Tomczak, 1973). Однако, как это было отмечено выше, все холодные пятна, за исключением двух, находились далеко за пределами шельфа. С другой стороны, холодные пятна могут быть проявлением на поверхности океана как циклонических вихрей (La Violette, 1974), так и антициклонических вихрей внутритермоклинного типа (Костяной, Родионов, 1986 а,б; Костяной, Редькин, Степанов, 1990), которые формируются в этом районе. Например, циклонические вихри диаметром 30-40 км наблюдались в августе 1973 г. в 100 км к западу от апвеллинговой зоны между 26 и 28с.ш.. Гидрологические разрезы показали, что циклонические вихри прослеживаются до глубины 300 м. (La Violette, 1974).
Из нашего анализа спутниковых карт ТПО можно с уверенностью сказать, что только в одном случае (1650 с.ш., 1710 з.д.) холодное пятно было связано с циклоническим вихрем, т.к. наблюдалось характерное спиралевидное закручивание вод вокруг центра пятна. Вихрь диаметром 50 км имел круглую форму и перепад температуры -0.8С (Костяной, 1991а).
Как показывают наблюдения, антициклонические ВТВ, образующиеся в результате сползания придонных перемешанных линз с шельфа, могут проявляться на поверхности океана в виде холодных пятен только на небольшом расстоянии от кромки шельфа. В дальнейшем они заглубляются и исчезают с поверхности океана. Предыдущий анализ ВТВ показал, что большинство ВТВ расположено в узкой полосе вдоль кромки шельфа (Рис. 1.1.5), поэтому этим можно объяснить лишь половину из холодных пятен, расположенных близко к шельфу (Рис. 1.3.1). Анализ спутниковых карт выявил 26 теплых пятен, два из которых можно достоверно считать антициклоническими вихрями (2330 с.ш., 1840 з.д. и 1935 с.ш., 1845 з.д.), т.к. имели соответствующую спиралевидную структуру. Оба вихря имели круглую форму и положительную аномалию температуры 0.8С. Диаметр первого вихря составлял 75 км, второго - 50 км.
О существовании антициклонических вихрей у северо-западного побережья Африки имеется очень скудная информация (La Violette, 1974). Механизм их образования неясен. Фронтальное происхождение маловероятно, т.к. апвеллинговый фронт не может продуцировать теплые вихри, а исследования второго фронта, расположенного в исследуемом районе, разделяющего САЦВ и ЮАЦВ, проведенные в октябре 1981 г. и апреле 1982 г., показали, что фронт не выходит на поверхность и располагается между горизонтами 100 и 800 м (Barton, 1987). Поэтому, он также не может формировать антициклонические вихри на поверхности океана. Изменения температуры и солености через фронт могут достигать 3С и 1 psu на глубине 200 м, в то время, как перепад плотности незначителен, взаимодействие двух водных масс и меандрирование фронта приводит к интенсивному переслоению вод и образованию в толще океана изолированных структур (линз) с промежуточными T-S - характеристиками. В непосредственной близости от фронта на 18з.д. были обнаружены два антициклонических вихря. Один из них (В1), имеющий диаметр 20 км, находился в ЮАЦВ (22с.ш.) (см. Рис. 1.1.5). Второй (В2), более крупный (30 км в диаметре), был расположен на 2230 с.ш. в САЦВ. Происхождение этих вихрей неизвестно. Поскольку наблюдений антициклонических вихрей немного, одной из важных задач является исследование вертикальной гидрологической структуры образований, связанных с теплыми пятнами, тем более, что их количество превышает число холодных пятен.
В заключение этого раздела особенно отметим, что происхождение холодных пятен частично может объясняться проявлением антициклонических ВТВ. Наличие подповерхностных вихревых линз приводит к эффекту вторичного апвеллинга, при котором на фоне основного апвеллинга происходит дополнительный локальный подъем вод в этих вихрях, связанный с их внутренней циркуляцией. Причем, как в случаях поверхностных циклонических вихрей (см., например, Bowman et al., 1983) так и в случаях антициклонических ВТВ, чем интенсивнее вихрь, тем сильнее изгиб изотерм, и тем более холодные апвеллинговые воды поднимаются к поверхности. Таким образом, происходит увеличение "эффективного" времени работы основного апвеллинга и его "эффективной" площади. Постепенное исчезновение холодных пятен с поверхности океана может быть связано с комбинированным эффектом прогрева сверху, постепенным заглублением и вырождением самих вихрей. Однако, очевидно, что исчезновение пятна на поверхности океана еще не говорит о полной диссипации вихря. Следует особо обратить внимание на тот факт, что по одному лишь наличию холодного пятна на поверхности океана нельзя определить направление вращения вихря, вызвавшего появление этого пятна.
С биологической точки зрения, если время жизни пятен апвеллинговых вод составляет неделю или более, то они являются областями повышенной биопродуктивности и, следовательно, могут представлять интерес для промыслового рыболовства. Таким образом, целесообразно сочетать гидрофизические и гидробиологические исследования выделенных температурных аномалий района Канарского апвеллинга.
Образование промежуточных вод в заливе Габес
Бенгельский апвеллинг является одним из наиболее биологически продуктивных районов Мирового океана. История его исследования восходит к концу XIX века, когда он впервые был документирован в работах Гилхриста (Gilchrist, 1902) и Шотта (Schott, 1902). Однако, только с 1960 г. началось интенсивное исследование апвеллинговой зоны, Анголо-Бенгельской фронтальной зоны, Ангольского течения и Ангольского купола советскими и южно-африканскими учеными, которое позволило описать крупномасштабные термохалинные и динамические характеристики всего этого района (Hart, Currie, 1960; Хованский, 1962; Кудерский, 1962; Stander, 1964; Кудерский, 1964; Mazeika, 1967; Морошкин, Бубнов, Булатов, 1970; Shannon, Agenbag, Buys, 1987; Shannon, Agenbag, 1987; Lutjeharms, Stockton, 1987; Lutjeharms, Meewis, 1987; Sedykh, Dubrovin, Kudersky, 1988; Meeuwis, Lutjeharms, 1990; Казьмин, Федоров, 1990; Кудерский, 1990; Кудерский, Галактионов, 1991). Хованский (1962) и Кудерский (1962) представили результаты первой советской экспедиции, проведенной в шельфовой зоне между 16 и 32ю.ш. на НИС "Муксун" в ноябре 1960 г. - феврале 1961 г.. Они писали, что в районе 17-20ю.ш. Бенгельское течение встречается с теплыми и солеными водами, проникающими по шельфу с севера до 23-24ю.ш., и этот поток Кудерский (1962) назвал Южным течением, которое впоследствии было переименовано в Ангольское (Морошкин, Бубнов, Булатов, 1970).
Бенгельский апвеллинг находится у юго-западного побережья Африки между 17 и 35 ю.ш.. Отдельные районы этой зоны носят также названия Намибийского, Южноафриканского и Кейптаунского апвеллингов, но ниже под Бенгельским апвеллингом мы будем понимать всю указанную зону. В отличие от апвеллинга у северо-западного побережья Африки, он имеет достаточно фиксированные естественные границы, т.к. с юга ограничен оконечностью Африки, а с севера - Анголо-Бенгельским фронтом (фронтальной зоной), разделяющим теплые воды Ангольского течения и холодные воды Бенгельского течения (Рис.4).
Системы ветров в этом районе определяются субтропической областью высокого давления над южной частью Атлантического океана - Южно-атлантическим антициклоном (ЮАА) (Рис.6). В Атлантическом океане существует сопряженность Азорского антициклона, внутритропической зоной конвергенции (ВЗК) и Южно-атлантического антициклона (Кружкова, Стехновский, 1969), которая наиболее четко проявляется в синхронных сезонных миграциях этих систем на север и юг. Как и Азорский антициклон, ЮАА в июле-августе занимает крайнее северное положение, а в конце зимы и весной Северного полушария - крайнее южное (Таубер, 1977). Амплитуда сезонных миграций почти одинакова для обоих систем и не превышает 4-5 широты, при этом средняя широта центра ЮАА зимой составляет 29ю.ш., а летом 27ю.ш.. Поэтому в декабре-феврале большую часть времени (80%) дуют юго-восточные пассаты (Океанографическая энциклопедия, 1974), а к июню-августу барические системы смещаются на север, так что северная часть района находится под влиянием пассатов, а южная часть (южнее 30ю.ш.) находится под влиянием барической депрессии, т.е. под влиянием западных ветров. Межгодовые смещения ЮАА (как и Азорского антициклона) особенно в зимний период могут достигать 20-30 широты, при этом ЮАА проявляет большую стабильность в течение года, поскольку его синхронные смещения вдвое меньше, чем Азорского антициклона (Таубер, 1977).
Преобладание южных ветров в прибрежной зоне вызывает отклонение вдольберегового Бенгельского течения (скорость течения не превышает 25 см/с) на 45 влево, т.е. на северо-запад, а в результате - суммарный перенос воды под углом 90 влево, т.е. на запад. Отток воды от берега вызывает подъем холодных вод с глубины 200-300 м на поверхность в прибрежной зоне, происходит апвеллинг. Ширина полосы апвеллинга составляет около 100 км, горизонтальные перепады температуры могут достигать 8-10С, солености 1.5 %о, градиенты температуры 0.5-1С/км (Федоров, 1983; Казьмин, Федоров, 1990). Типичная картина прибрежного апвеллинга представлена на Рис.2.1.1
Несмотря на то, что подъем холодных вод к поверхности существует постоянно, интенсивность Бенгельского апвеллинга имеет сезонную изменчивость, которая определяется сезонным смещением барических полей. Интенсивность апвеллинга обычно характеризуется максимумом перепада температуры между прибрежными и океаническими водами. Южнее 30ю.ш. наиболее интенсивный апвеллинг наблюдается с октября по март (типичный перепад температуры = 4-5С), а наименее интенсивный - с апреля по сентябрь (типичный перепад температуры = 1-2С) (Jury et al., 1990). Область наиболее интенсивного апвеллинга постепенно смещается к северу (с марта по ноябрь она находится севернее 25ю.ш.) и достигает в августе своего самого северного положения.
В южной части (южнее 30ю.ш.) Бенгельский апвеллинг не имеет установившегося регулярного цикла, т.к. возникает с периодичностью от 7 до 42 дней. Однако и здесь имеется сезонная изменчивость, связанная с тем, что в июне-августе цикличность превышает 20 дней, а в декабре-феврале составляет 10 дней (Jury et al., 1990).
Ван Фористом и др. (Van Foreest, ShiUington, Legeckis, 1984) была опубликована одна из первых работ, в которой приведены свидетельства существования поперечных струй в районе Бенгельского апвеллинга. В этой статье была проанализирована серия спутниковых ИК-изображений Бенгельского апвеллинга за июнь 1979 г.. На поверхности океана было обнаружено 5 холодных структур неправильной формы, вытянутых на расстояние до 500 км от берега в сторону открытого океана. Они находились на расстоянии 200-400 км друг от друга между 17 и 30ю.ш. и отличались по температуре от окружающих вод на 1-2С. Некоторые структуры идентифицировались на снимках в течение двух недель, что позволило установить отсутствие их смещения по потоку за этот период времени. Авторы отвергли интерпретацию этих структур как струйных течений, так как скорость адвекции холодных вод от берега при этом оценивалась в 1-2 м/с, что авторы посчитали невероятным. Кроме того, они высказали ряд других гипотез об их природе, которые будут обсуждаться в Главе 5. Гинзбург и Федоров (1985) проанализировали аналогичные наблюдения во многих апвеллинговых районах Мирового океана и пришли к выводу, что эти структуры являются именно холодными поперечными струями.
Лабораторное и численное моделирование струй и грибовидных течений
Взаимный анализ систем холодных поперечных струй Бенгельского и Канарского апвеллингов показал, что они имеют много схожих черт. Струи Бенгельского апвеллинга оказались в среднем на 50 км длиннее и на 10 км шире. Их максимальная длина достигала 370 км по имеющимся в нашем распоряжении данным и 500 км по данным Ван Фориста и др. (Van Foreest et al., 1984) против 250 км в Канарском апвеллинге (Костяной, 19916). Перепад температуры между струями и окружающими водами был один и тот же в обоих районах. Полное время существования струй в Канарском апвеллинге составляло от 3 до 11 суток, а в Бенгельском - 1-3 суток. Грубая оценка скоростей показала, что струи Бенгельского апвеллинга развиваются в среднем со скоростью 1.5 м/с, что на 0.5 м/с быстрее струй Канарского апвеллинга. Для подтверждения этих оценок, до сих пор вызывающих удивление, требуется проведение инструментальных измерений и в этих районах. Сезонная изменчивость обоих систем оказалась идентичной, т.е. в обоих районах частота появления струй согласовалась со схемой сезонной интенсификации соответствующего апвеллинга. Это связано с тем, что области высокого давления над южной и северной частью Атлантического океана смещаются на север, а затем на юг синхронно в течение года. Теплые струи также имеют схожие характеристики, причем в обоих районах существуют клиновидные струйные течения достигающие в длину 300 км и более.
Как уже было отмечено выше, мезомасштабная структура Бенгельского апвеллинга сложна, поскольку включает апвеллинговые струи, плюмы, вихри, дипольные структуры (Lutjeharms, Stockton, 1987; Костяной, Бубнов, 1995), и наконец, локальные ячейки апвеллинга, представляющие собой прибрежные изолированные области, где происходит выход наиболее холодных вод на поверхность океана (Lutjeharms, Meewis, 1987). Изменчивость элементов мезомасштабной структуры настолько велика, что для ее исследования требуются только ежедневные спутниковые данные (ИК-изображения), позволяющие одновременно на обширной акватории следить за возникновением различных структур, прослеживать их эволюцию, получать их пространственно-временные характеристики и изучать их изменчивость. Исследование ячеек апвеллинга контактными методами при проведении экспедиционных работ осложняется еще и тем, что они находятся в территориальных и экономических водах прибрежных государств.
В совокупности эти обстоятельства, по-видимому, объясняют тот факт, что локальные ячейки прибрежных апвеллингов Мирового океана остаются мало изученными явлениями, несмотря на их значимость в структуре, динамике и продуктивности апвеллинговой зоны. Например, было показано, что в центральной части Канарского апвеллинга существует две интенсивные зоны подъема вод (20-22с.ш. и 22-24с.ш.), каждая из которых состоит из более мелких "пятен" (ячеек) апвеллинга, характеризуемых более низкими температурами и повышенными значениями биомассы фито- и зоопланктона (Строганов, Виноградов, 1983).
Обзор имеющихся сведений о ячейках Бенгельского апвеллинга представлен в (Lutjeharms, Meewis, 1987). В той же работе выполнен анализ еженедельных термических карт юго-восточной Атлантики с пространственным разрешением 1х1, построенных по спутниковым ИК-данным за период с сентября 1982 г. по ноябрь 1985 г., с целью изучения пространственно-временных (сезонных), термических и частотных характеристик ячеек апвеллинга юго-западной Африки, начиная с Гвинейского залива. Для района Бенгельского апвеллинга было идентифицировано 8 таких ячеек и они получили следующие названия: "Кунене" (17ю.ш.), "Намибия" (19ю.ш.), "Валвис Бэй" (22ю.ш.), "Людериц" (25ю.ш.), "Намакуа" (29ю.ш.), "Колумбии" (32ю.ш.), "Пенинсула" (34ю.ш.) и "Агульяс" (35ю.ш.), которых мы будем придерживаться ниже. Естественно, что выполненный анализ не мог выявить детальную структуру (например, точное положение северной и южной границ каждой ячейки, их протяженность) и короткопериодную изменчивость этих ячеек.
Для определения детальных пространственных и термических характеристик локальных ячеек Бенгельского апвеллинга и их короткопериоднои изменчивости была проанализирована та же серия из более чем 100 ежедневных ИК-изображений района 15-32ю.ш., полученная со спутника NOAA-9 во время двух экспедиций АтлантНИРО на СТМ "Очер" (25.01-25.02.86 и 02.04-13.06.88) (Бубнов, Костяной, 1998). На Рис.2.1.1 представлено характерное распределение поля ТПО в северной части исследуемого района. В полосе холодных апвеллинговых вод выделяются две изолированные ячейки апвеллинга, примыкающие к берегу в районе 18-20ю.ш. ("Намибия") и к югу от 24ю.ш. ("Людериц"). Для каждой ячейки, обнаруженной за период наблюдений, определялось положение северной (LatN) и южной границ (LatS), положение ее центра (LatC), протяженность вдоль берега - длина (L), протяженность от берега - ширина (D), минимальная температура (Т), контраст температуры с окружающими апвеллинговыми водами (DT1), контраст температуры с водами открытого океана (DT2), расстояние до этих вод (D1) и наблюдавшийся при этом градиент температуры (DT2/D1).
На Рис.2.2.1 представлена пространственно-временная диаграмма географического положения идентифицированных ячеек апвеллинга, на которой отдельными полосами отмечена их протяженность. В соответствии с классификацией (Lutjeharms, Meewis, 1987) можно выделить следующие ячейки: "Кунене" (16-18ю.ш.), "Намибия" (18-20ю.ш.), "Валвис Бэй" (20-22ю.ш.), "Людериц" (24-28ю.ш.) и "Намакуа" (28-30ю.ш.). Первые три ячейки выделены достаточно условно, поскольку сказывается недостаток их наблюдений. Однако существование локализованных ячеек "Людериц" и "Намакуа" не вызывает сомнений, причем первая из них наиболее протяженна и существует практически постоянно. На Рис.2.2.2а приведена суммарная (февраль 1986 г. и апрель-июнь 1988 г.) гистограмма частоты встречаемости ячеек, которая уточняет географическое положение их центров и выделяет ячейку "Людериц" среди остальных.
Имеющейся информации недостаточно, чтобы описать сезонную изменчивость частоты встречаемости ячеек Бенгельского апвеллинга, однако, некоторые закономерности выявить удается. Несмотря на то, что имеющиеся данные относятся к разным годам, с определенными допущениями можно сравнить частоту встречаемости ячеек в феврале 1986 (конец лета Южного полушария) и в мае 1988 (конец осени). Из анализа соответствующих гистограмм и Рис.2.2.2 следует, что в феврале ячейки наблюдались южнее 24ю.ш. ("Людериц" и "Намакуа") и практически отсутствовали севернее.
