Структурообразующие процессы в апвеллинговых зонах

Костяной, Андрей Геннадьевич

Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему
Структурообразующие процессы в апвеллинговых зонах
ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Структурообразующие процессы в апвеллинговых зонах"

■"А-

О' ^РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК [ /У^)

ШС?рТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им. П. П. ШИРШОВА ' ^

На правах рукописи

КОСТЯНОЙ Андрей Геннадьевич

УДК 551.46

СТРУКТУРООБРАЗУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ В АПВЕЛЛИНГОВЫХ

ЗОНАХ

/ ;

Специальность 11.00.08 - Океанология

АВТОРЕФЕРАТ

ДИССЕРТАЦИИ

на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

МОСКВА 2000

Работа выполнена в Институте океанологии им. П.П. Ширшова Российской Академии наук, г. Москва

Официальные оппоненты:

Доктор физико-математических наук, профессор В. В. Жмур Доктор физико-математических наук, профессор Л. Н. Карлин Доктор физико-математических наук, профессор Б. И. Самолюбов

Ведущая организация:

Атлантический научно-исследовательский институт рыбного хозяйства и океанографии (АтлантНИРО, г. Калининград])

Защита состоится "М " ¿¿¿р/М 2000 г. в 14:00 часов на заседании специализированного Совета Д002.86.01 по присуждению ученой степени доктора наук в Институте океанологии им. П. П. Ширшова Российской Академии Наук, по адресу: 117851 Москва, Нахимовский проспект, д.36.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке Института океанологии им. П. П. Ширшова Российской Академии Наук.

Автореферат разослан "/о." -Ч-^-А 2000 г.

Ученый секретарь специализированного Совета, кандидат географических наук

С. Г. Панфилова

9Ш. Ъе$'о

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы. Агтеллингом (или подъемом вод) называется процесс вертикального движения воды в океане (морс), в результате которого глубинные воды поднимаются к поверхности. Апвеллинговая зона - это обычно относительно узкая область, однако влияние апвеллинговых вод распространяется на сотии 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 апвеллингу были сделаны еще в конце прошлого века, причем тогда уже предполагалось, что движущей силой является ветер (Witte, 1880; Buchau, 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 апвеллинговой 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 поверхностью 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 апвеллинговой 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 тоннах в секунду, часто в расчете на 100 м побережья) от берега М=тД где тв - вдольбереговая компонента тангенциального напряжения ветра, a f - параметр Кориолиса (Седых, 1987). Она также характеризуется контрастом температуры поверхности океана между прибрежными апвеллинговыми 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 апвеллиягах имеет порядок одного метра в сутки (Лафонд, 1974; Nykjaer, 1988). В Орегонском апвеллинге 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 апвеллинг), 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. Апвеллинг наблюдается также у побережий Бразилии, Венесуэлы, Антарктиды, Алеутских островов, у экватора, у северной границы Межпассатного (Экваториального) противотечения, в Средиземном, Черном и Каспийском морях.

взаимодействием океана с атмосферой, донной топографией и т.д.. Эти районы взаимодействуют с окружающим глубоким океаном путем обмена через апвеллинговый фронт и кромку шельфа, который включает перенос тепла, массы, импульса, завихренности, взвешенного вещества, химичесюк 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; Lutjeharms, 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; Lutjeharms, 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 эвфотическнй слон большого количества биогенных элементов (фосфатов, нитратов и т.д.), что дает высокую первичную продукцию, которая по пищевой цепи в конечном итоге приводит 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 апвеллингов. Район Канарского апвеллинга является одним из наиболее продуктивных в Мировом океане. Ежегодный вылов СССР здесь до 1991 г. превышал 1 млн. тонн рыбы и 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, внутр»тропической 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 33°с,щ. и 29°ю.ш., а летом - 35°с.ш. и 27°го.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 н 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; Speth, Detlefsen, 1982; Brink, 1983; Федоров, 1983; Nelson, Hutchings, 1983; Mittelstaedt, 1983, 1991; Shannon, 1985; Shannon et al., 1986, 1987; Lutjeharms, Meevvis, 1987; Lutjeharms, Stockton, 1987; Sedykh, Dubrovin, Kudersky, 1988; Van Camp et al., 1991). Большой вклад в исследование Канарского апвеллинга внесла международная программа CINECA (19701977), 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).

Апвелликговые зоны внутренних и средиземных морей менее изучены по сравнению с наиболее мощными аивеллинговыми 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, Maillard, 1979; Grancini et al., 1984; Grancini, Vincenzi, Iovenitti, 1984; Grancini, Michelato, 1987; Manzella, Gasparini, Astraldi, 1988; Manzella et al., 1990; Moretti et al., 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 алвеллинг наблюдается наиболее часто, какие процессы его возбуждают, и на какие расстояния от берега могут распространяться воды апвеллингового 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, Uniuata, 1992; Sur, Ozsoy, Unluata, 1994; Гинзбург, 1994).

Несмотря на достигнутый существенный прогресс в понимании функционирования апвеллннговой зоны как крупномасштабной системы, основные физические механизмы, обусловливающие изменчивость мезомасштабной структуры апвеллинговой зоны, вихреобразования, динамику апвеллингового 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-западной Африки, Сицилии и

северо-западной части Черного моря.

Основные задачи диссертационной работы состояли в следующем:

1. Исследование гидрофизических процессов, ответственных за формирование изменчивости мезомасшгабной структуры в прибрежных апвеллинговых зонах.

2. Анализ пространственного распределения, сезонной изменчивости и основных характеристик апвеллинговых поперечных струй, мезомасштабных вихрей, придонных линз и ячеек апвеллинга.

3. Создание физической модели формирования и эволюции апвеллинговых поперечных струй.

4. Оценка траксфронтального водообмена, обусловленного системой поперечных струй.

5. Лабораторное моделирование поперечных струй и грибовидных течений.

6. Анализ сезонной и межгодовой изменчивости термического состояния апвеллинговых зон.

7. Сравнение структурообразующих процессов в прибрежных апвеллингах северо- и юго-заладной Африки, Сицилии и северозападной части Черного моря.

Положения, выносимые на защиту.

1. 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.

2. Прибрежные апвеллннги 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.

3. Апвеллннговые поперечные струи осуществляют интенсивный трансфронтальнын водообмен между апвгллинговой зоной и открытым океаном, причем они могут выносить до 50% объема вод, поднятых к поверхности в результате экмановского переноса.

4. Апвеллинговые поперечные струи генер1фуются 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 внутритермоклинной 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 струюуры и динамических процессов в прибрежных апвеллинговых зонах Мирового океана. Обнаружены внутритермоклшшые 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.

Практическая 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 трансфронгального водообмена может бьггь 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 балка еженедельных спутниковых карт поля НТО за 1982-1992 гг., синоптических карт погоды, другой метеорологической информации, гидрологических данных многочисленных экспедиций (СТД-зондирования), данных допплеровского измерителя скорости течений ADCP. Кроме того, был проведен целый ряд лабораторных экспериментов по исследованию динамики и устойчивости поверхностных, внутригермоклинных 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. Дм выяснения общности изучаемых 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" (Кьев, 1984);

2) Научная школа CNES "Спутниковая океанография" (Роскоф, Франция, 1986);

3) Всесоюзная конференция "Комплексное изучение природы Атлантического океана" (Калининград, 1987,1989, 1991);

4) III съезд советских океанологов (Ленинград, 1987);

5) Всесоюзная конференция "Проблемы стратифицированных течений" (Юрмала, 1988);

6) Международный Льежский коллоквиум по гидродинамике океана (Льеж, Бельгия, 1988, 1990, 1991, 1994, 1998, 1999, 2000);

7) Международный коллоквиум по моделированию океанских вихрей (Ганновер, США, 1990);

8) Генеральная Ассамблея Европейского Геофизического Общества (Эдинбург-1992, Ницца-1998);

9) Международная конференция "Лабораторное моделирование динамических процессов в океане" (Москва-1993, Санкт-Петербург, 1995, Светлогорск-1996, Москва-1997);

10) Международная конференция COASTS (Льеж, Бельгия, 1994);

11) 4-й Международный симпозиум по стратифицированным течениям (Гренобль, Франция, 1994);

12) Симпозиум по Южной Атлантике (Бремен, Германия, 1994);

13) 9-й Южно-африканский симпозиум по морским наукам (Кейптаун, ЮАР, 1996);

14) Симпозиум по динамике Бентельской зоны (Кейптаун, ЮАР, 1996);

15) Международная конференция "Перемешивание в геофизических течениях" (Виланова и ла Гелтру, Испания, 1997);

16) Конференция программы WOCE по Южной Атлантике (Брест, Франция, 1997);

17) Международная конференция по спутникам, океанографии и обществу (Лиссабон, Португалия, 1998);

18) 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

(Варнемюндс, Германия, 1997), Льежский Университет (Бельгия, 1997, 1999, 2000), Океанографическую станцию STARESO (Кальви, Корсика, Франция, 1997), Университет Риу-Гралда (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 "Апвеллинг" 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.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во Введении обосновывается актуальность темы диссертации, ставятся основные задачи исследования, приведена структура диссертации и краткое содержание глав, излагаются положения, выносимые на защиту.

В первой главе, посвященной апвеллинговой зоне северозападной Африки (5°-45°с.ш.), представлено исследование внутритермоклинных вихрей (ВТВ) и поперечных струй по данным экспедиций Института океанологии РАН и АтлантНИРО, и дана новая

интерпретация ранее опубликованным наблюдениям с точки зрения ВТВ. Поиск 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. Считается, что вихрь прошел от места рождения около 5000 км за время 3 лет. Однако, никаких достоверных сведений об образовании ВТВ в районе Канарского апвеллинга не существовало. Первое такое свидетельство было представлено в работах Костяного и Родионова (1986а,б), где были проанализированы комплексные гидрофизические, гидрохимические и гидробиологические исследования, проведенные в 40-м рейсе НИС "Академик Курчатов" (1984) (Войтов, Журбас, 1986).

Линзообразная структура обнаружешюго аномального образования, а также наличие ядра с пониженными градиентами гидрофизических и гидрохимических величин (Рис.1.1.1, 1.1.2), позволяют утверждать, что был зафиксирован именно антициклоническин ВТВ (Костяной, Родионов, 1986а,б). Его влияние прослеживается до глубины 250-300 м, диаметр около 40 км, максимальные орбитальные скорости должны наблюдаться в верхней части пикноклина на невозмущенной изопикнической поверхности (z=75 м). Вихрь находился в заключительной стадии своего формирования, т. к был не полностью изолирован резкими плотностными фронтами со стороны шельфовых вод. Генетическая связь исследуемой линзы с богатыми биогенными элементами апвеллинговыми водами подтверждается данными поверхностных гидро оптических измерений. В районе вихря наблюдалось пятно вод пониженной прозрачности, что было связано со значительной концентрацией фитопланктона (Войтов, Журбас, 1986), а биологические исследования показали высокую концентрацию ихтиопланктока в тех же водах.

В работах (Костяной, Родионов, 1986а,б) было сделано предположение, что образование таких вихрей может быть следствием интенсивного перемешивания на шельфе во время "события" апвеллинга и последующего изопикнического стекания линз трансформированных в результате перемешивания апвелшшговых вод с шельфа в толщу океана. О происходящем перемешивании свидетельствуют профили гидрофизических и гидрохимических параметров на шельфовых станциях. В процессе того, как более или менее однородная в зависимости от

интенсивности перемешивания линза изопикнически "сползает" с шельфа в сторону открытого океана, горизонтальный градиент давления приводит к ее сплющиванию по вертикали. Происходит так называемый процесс коллапса перемешанного объема воды в стратифицированной среде. Вследствие изменения толщины линзы при постоянстве потенциального вихря, линза закручивается в антициклоническом направлении, и устанавливается баланс между градиентом давления, вязкостью, кориолисовым и центробежным ускорениями. Подобный механизм образования, а также равновесная динамика ВТВ исследованы теоретически и экспериментально в двухслойной, трехслойной и линейно-стратифицированной вращающейся жидкости в (Костяной, Шапиро, 1986а,б; Костяной, 1987; Енгалычев, Зацепин, Костяной, 1990). Следует отмстить, что неважно, каким образом происходит перемешивание шельфовых вод. Предполагается, что генерация ВТВ в других шельфовых районах (Кадисский залив, Чукотское море) может происходить в результате приливного или зимнего конвективного перемешивания (Dugan et al., 1982; Zantopp, Leaman, 1982; Белкин и др., 1986; Kostianoy, Belkin, 1989; Белкин, Костяной, 1992). ВТВ в районе Канарского апвеллинга могут также образовываться в результате неустойчивости подповерхностного фронта, разделяющего САЦВ и ЮАЦВ, вблизи которого наблюдались меандры, вихри и гигантские интрузии с характерным масштабом 20-50 км (Peters, 1976; Barton, 1987). Отрыв интрузионных языков может вследствие геострофического приспособления также приводить к формированию аномально теплых и соленых вихревых линз. Обзор лабораторных исследований неустойчивости бароклинных вихрей и фронтов приведен в (Зацепин, Костяной, 1992а).

Интерес к ВТВ во второй половине 80-х годов был связан с тем, что они оказались новой для океанологии вихревой когерентной структурой, существенно превышающей известные вихревые образования по времени жизни (3-5 лет) и влияющей на крупномасштабный (до 5-6 тыс. км) тспломассоперснос в океане (Белкин и др., 1986; Белкин, Костяной, 1988; Kostianoy, Belkin, 1989). На основе результатов, полученных в результате теоретических исследований и лабораторного моделирования ВТВ (Костяной, Шапиро, 1986а,б; Костяной, 1987), можно оценить время жизни ВТВ апвеллингового происхождения, впервые обнаруженного нами. Считая, что в момент своего рождения толщина вихря 2ho = 300 м, радиус R = 20 км, редуцированное гравитационное ускорение g' = 0.3 см/с2, эффективная вязкость v = 1 см2/с, параметр Кориолиса f = 10"4 с'1, тогда

объем вихря V = 2hoR2 = 1.2« 1017 см3, а характерная орбитальная скорость v0 . g'ho/(fR) = 22 см/с. Временем жизни считаем время, за которое орбитальная скорость уменьшится до фонового значения, например, 1 см/с. При этом толщина вихря уменьшится до 38 м, а радиус увеличится до 56 км, что в соответствии с формулой (11) из работы Костяного и Шапиро (19866) дает в безразмерных переменных г* = 0.28, что по экспериментальной зависимости (Рис.12, там же) соответствует безразмерному времени t"* = 0.025 или в реальном времени t = 1.6 года.

С целью поиска других ВТВ апвеллингового происхождения были проанализированы архивные материалы АтлантНИРО и ранее опубликованные данные по этому району. Некоторым из наблюдений была дана новая интерпретация в свете имеющихся сведений о ВТВ (Костяной, Редькин, Степанов, 1989, 1990; Kostianoy, Stepanov, 1990, 1991; Костяной, Степанов, 1991). Часть из них представлена в диссертации (Рис.1.1.5).В связи с высказанной нами гипотезой об образовании алвеллинговых ВТВ путем изопикнического сползания придонных перемешанных линз в сторону открытого океана, возникла необходимость в анализе исторических данных по гидрологии этого района с целью обнаружения таких линз в придонном слое на шельфе северо-западной Африки. Оказалось, что они неоднократно наблюдались на шельфе как на разрезах проходящих вдоль, так и поперек шельфа (Рис. 1.1.5). Характерные масштабы линз варьируются в пределах 10-40 км по горизонтали и 60-120 м по вертикали. Соскальзывание с шельфа более плотных вод на глубину 200-400 м интенсивно происходит также через каньоны банки Арген (Shaffer, 1976). Плотные воды банки формируются в результате солнечного нагрева и испарения на обширном мелководье между мысами Кап Блан и Тимирис (Рис.1.1.5). В (Shaffer, 1976) было показано, что прорыв фронта банки Арген и образование интрузий происходит во время релаксации апвеллинга, т.е. сразу после уменьшения скорости ветра ниже 10 м/с. Такие колебания скорости ветра имеют период 5-7 дней. Учитывая, что опускание интрузий происходит не во всех из 24 каньонов, можно предположить, что в течение месяца происходит образование более 50 интрузионных линз.

В диссертации обсуждаются основные пути и скорости распространения алвеллинговых ВТВ. Обнаружение одного из них в Саргассовом море, является косвенным свидетельством того, что они могут быть перенесены через Атлантический океан, как и средиземноморские линзы (Белкин и др., 1986; Белкин, Костяной, 1988; Kostianoy, Belkin, 1989). Костяной и Шапиро (1989) предложили использовать для прогноза

траекторий ВТВ на длительный срок метод лагранжевых инвариантов и успешно применили его для средиземноморских линз. Предполагается, что частица жидкости (линза) движется одновременно по поверхностям постоянной потенциальной плотности се и постоянного потенциального вихря Q0=(f/p)/(ôpÊ>/3z) (где f - параметр Кориолиса, р - плотность, ре . потенциальная плотность, z - глубина), а значит, по линии их пересечения, которая и является искомой траекторией движения. Распределение потенциального вихря на изопикнах 26.4-26.9, характерных для ВТВ апвсллингового происхождения, в общих чертах совпадает с приведенным в (Костяной, Шапиро, 1989), поэтому, реально ожидать, что ВТВ из района Канарского апвеллинга могут переноситься генеральным течением до Антильских островов и далее Антильским течением в Саргассово море.

Одной из особенностей мезомасштабной структуры апвеллинговых зон, в частности Канарского апвеллинга, является пятнистая структура поля температуры поверхности океана (ТПО). Анализ спутниковых (NOAA) карт ТПО (1984-1987) из архива АтлантНИРО позволил выявить серию из 34 аномально холодных и теплых изолированных пятен на поверхности океана в районе между 15°-25°с.ш. и 16°-20°з.д. и исследовать их пространственно-временную изменчивость (Костяной, 1991а). Они представляли собой аномалии ТПО, превышающие по абсолютной величине 0.8°С (до 4°С), круглой или эллиптической формы (25-120 км). Наиболее интересным результатом анализа является факт обнаружения большого числа (26) теплых пятен. О существовании холодных пятен в этом районе было известно по нескольким публикациям (Tomczak, 1973; Tomczak, Miosga, 1976; Shaffer, 1976). Однако, о существовании такого значительного числа теплых пятен в литературе известно не было. Т.к. под пятнистой структурой поля ТПО ранее подразумевалось существование только холодных пяген, то и высказанные гипотезы относительно механизмов образования относились только к ним. Одна из гипотез связывает появление пятен с обрушением внутренних волн на кромке шельфа (Tomczak, 1973), другая - с проявлением на поверхности океана циклонических вихрей (La Violette, 1974). Из нашего анализа следует, что только в одном случае холодное пятно было связано с циклоническим вихрем (50 км), т.к. наблюдалось характерное спиралевидное закручивание вод вокруг центра пятна (Костяной, 1991а). Антициклоничсские ВТВ, образующиеся в результате сползания придонных перемешанных линз с шельфа, могут проявляться на поверхности океана в виде холодных пятен только на небольшом

расстоянии or кромки шельфа (Костяной, Родионов, 1986 а,б; Костяной, Редькнн, Степанов, 1990). В дальнейшем они заглубляются и исчезают с поверхности океана. Большинство ВТВ расположено в узкой полосе вдоль кромки шельфа (Рнс. 1.1.5), поэтому этим можно объяснить лишь половину нз холодных пятен, расположенных близко к шельфу.

Из 26 теплых пятен, только два были анпщиклоннческнми вихрями (75 и 50 км). О существовании антициклонических вихрен 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 подповерхностный фронт (100-800 м), разделяющий САЦВ и ЮАЦВ, не может формировать антицнклонические вихри на поверхности океана. Поскольку наблюдений антициклонических вихрей немного, одной нз важных задач является исследование вертикальной структуры образований, связанных с теплыми пятнами, тем более, что их количество превышает число холодных пятен.

Следует отметить, что наличие подповерхностных антициклонических вихревых линз приводит к эффекту вторичного апвеляинга, 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 (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 связано с комбинированным эффектом прогрева сверху, постепенным заглублением и вырождением самих вихрей. Очевидно, что исчезновение пятна на поверхности океана еще не говорит о полной диссипации вихря. Следует обратить внимание на тот факт, что по одному лишь наличию холодного пятна на поверхности океана нельзя определить направление вращения вихря, вызвавшего его появление. 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.

На спутниковых изображениях Орегонского, Калифорнийского н Бенгельского апвеллингов неоднократно наблюдались холодные струн, расположенные поперек апвеллингового фронта (Гинзбург, Федоров, 1985;

Davis, 1985; Flament et al., 1985; Kosro, Huyer, 1986; Kosro, 1987). Они хорошо видны на спутниковых изображениях, полученных с помощью сканирующих инфракрасных (ИК) радиометров (Рис.5.1.1) и оптических сканеров типа CZCS или с 1997 г. - SeaWiFS (Traganza, Nestor, McDonald, 1980; SATMER, 1983-1985; Ikeda, Emeiy, 1984; Van Foreest, Shillington, Legeckis, 1984; Nykjaer, 1988; Nykjaer, Van Camp, Schlittenhardt, 1988). Впервые на это явление обратили внимание Гинзбург и Федоров (1985). В зарубежной литературе наиболее часто используется термин "upwelJing filaments" (филаменты). Поперечные струи представляет собой узкие (10-60 км) прорывы относительно холодных (АТ=-1.5...-2°С) и богатых биогенными элементами поверхностных вод от побережья в сторону открытого океана на расстояния до 500 км (Гинзбург, Федоров, 1985). Система поперечных струй Канарского апвеллинга к концу 80-х годов была абсолютно не изучена. Единичные наблюдения были представлены в работах (SATMER, 1983; Nykjaer, 1988; Nykjaer, Van Camp, Schlittenhardt, 1988; Костяной, Редькин, Степанов, 1990).

Для определения системы поперечных струй и их характеристик в апвеллинговой зоне между 15° и 25°с.ш. была проанализирована серия из более чем 1200 ИК-изображений этого района (содержащихся в архиве АтлантНИРО), полученная со спутников серии NOAA (1984-1987) (Костяной, 19916). Важным результатом явилось обнаружение системы холодных поперечных струй, холодных струй вдоль банки Арген, а также теплых струй, направленных, как правило, к берегу из открытых районов океана (Рис. 1.4.1). О существовании последних не было известно ни по одному из апвеллинговых районов Мирового океана. Всего было идентифицировано 51 холодная струя и 9 теплых струй. Обнаружена концентрация струй в районах 23°, 20°30'-21°, 19° и 18° с.ш.. Между 15° и 20°с.ш. алвеллинг наиболее интенсивен зимой и весной, затем он вместе с Азорским антициклоном постепенно смещается к северу и становится наиболее интенсивным между 20° и 33°с.ш. весной и летом (Shaffer, 1976). У берегов Португалии он наблюдается только в июле-октябре. Анализ внутригодовой частоты появления поперечных струй показал, что она согласуется со схемой интенсификации апвеллинга в этом районе. Это подтверждается и наблюдениями струй у мыса Гир (30°30'с.ш.) только в лае-июле (Nykjaer, Van Camp, Schlittenhardt, 1988; Hagen, Zulicke, Feistel, 1996) и севернее, у побережья Португалии, где по статистике за 1982-1990 гг. все струи наблюдались только в июле-октябре с максимумом в августе-сентябре (Fiuza, Sousa, 1992; Haynes, Barton, Pilling, 1993).

Максимальная длина струй варьировалась от 50 до 250 км (среднее значение - 130 км), характерная ширина - от 10 до 75 км (30 км), перепад температуры ДТ между струей и окружающими водами - от -0.8° до -2.4°С (-1.4°С). В 20 случаях удалось проследить за динамикой струй в течение нескольких дней, что позволило оценить максимальные скорости их развития - 35-218 см/с, при среднем значении - 91 см/с (Костяной, 19916). В 1991 году такие высокие значения скоростей казались фантастическими для океанологии и воспринимались весьма скептически. Однако, уже на следующий год в работе (Swenson et al., 1992) согласно прямым измерениям скорости по дрифтерам в одной из струй Калифорнийского апвеллинга была зафиксирована скорость 135 см/с. Расход вод в струях достигает 2 Св., что соответствует, расходу средиземноморских вод через Гибралтарский пролив. Получены следующие феноменологические особенности поведения некоторых струй: отсутствие сноса струй вдоль по течению (за время 6-11 суток они оставались "привязанными " к широте места), разворот струй на север и дальнейшее развитие против основного течения, последовательное образование струи в следе предыдущей, раздвоение струи, образование грибовидной структуры. Время интенсивного развития струй составляет 1-2 суток, реже 5-6 суток. В этот период происходит ускорение движения струи до достижения максимальных скоростей, во время которого более холодные воды постепенно втягиваются в развивающуюся струю.

Теплые струи были аналогами холодных, только распространялись преимущественно к берегу. Ширина струй составляет 15-40 км, длина -100-150 км, а ДТ=0.8-1.6°С. В одном случае удалось определить скорость роста струи - 87 см/с. Две теплые струи отличались тем, что проникали из открытых районов океана вплоть до 200 м изобаты, при эггом внедряясь в апвеллинговый фронт в районе 17-18°с.ш.. Они отличались гигантскими размерами - более 300 км в длину, при этом они имеют форму клина шириной 30-140 км. Аномалии температуры превышали 3.2°С. Природа этих гигантских тепловых аномалий остается неизвестной из-за отсутствия достаточного количества наблюдений самих струй.

Впервые трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых струях была получена во время 1-го рейса НИС "Академик Иоффе" (1989) Института океанологии РАН (Березуцкий, Костяной, Максимов, Скляров, 1991). Это произошло раньше, чем была получена вертикальная термохалинная и плотностная структура струй. С помощью бортового допплеровского измерителя скорости течений (ADCP) RDVM 0075 были

измерены три компоненты скорости течения в диапазоне глубин 30-700 м с точностью около 3 см/с и разрешением 16 м по вертикали и 1.25 км по горизонтали на двух квазимеридиональных разрезах через исследуемую струю. Ядро струи со скоростями более 15 см/с имело ширину 10 км и занимало верхние 90 м, максимальные горизонтальные скорости до 35 см/с наблюдались в 60 и верхнем слое на оси струи. Наиболее впечатляющим результатом явилось обнаружение чрезвычайно больших (до 25 см/с) вертикальных скоростей в ядре струи, что говорит о быстром заглублении струи в процессе своего развития за пределами апвеллингового фронта.

Полученные данные позволили разрешить имевшийся парадокс, заключавшийся в том, что по спутниковым данным о поле ТПО создавалось впечатление, что после быстрого (2-3 дня) достижения максимальной длины струй процесс их развития прекращался, и они существовали практически в неизменном виде еще в течение нескольких дней (Костяной, 19916). Стало ясно, что струи не останавливаются, а заглубляются на определенном расстоянии от апвеллингового фронта в зависимости от соотношении плотности в струях и окружающих водах и продолжают развиваться в подповерхностных слоях. При этом поступление более холодных вод в струе не прекращается, что и определяет их длительное существование. Теперь понятно, чго под длиной струй обычно понимают их видимое проявление на поверхности океана, которое зависит не только от интенсивности струи, но и от места и времени (сезона) наблюдения вследствие различных термохалинных условий не только в одной и той же апвеллннговой зоне, но в разных районах Мирового океана.

Соответствие области повышенного объемного рассеяния звука (обусловленного значительным содержанием взвеси в воде) местоположению струи, подтверждает тот факт, что ее подпитка происходила за счет выноса шельфовых вод. Такие затопляющиеся струи могут являться неизвестным ранее механизмом формирования ВТВ в районах прибрежного апвеллинга, поскольку всего за 3-5 суток может происходить "накачка" объема воды, характерного для типичных ВТВ (Костяной, Степанов, 1991). Характерные пространственные масштабы мезоструктуры поля скорости течений соответствуют размерам термохалинных неоднородностей неизвестной природы, ранее обнаруженных в том же районе (Монин, Озмидов, Пака, 1987). Зоны высоких термохалинных градиентов подповерхностных мсзомасштабкых неоднородностей ("куполов" и "ям") (Монин, Озмидов, Пака, 1987) могут совпадают с границами разнонаправленных затопленных струй.

В конце первой главы кратко приведены результаты исследования пространственно-временной (сезонной и межгодовой) и термической изменчивости северо-восточной части Атлантического океана, выполненного в рамках международной программы "ACURATE" (African Coastal Upwelling Research, Analysis and Thematic Experiments) (Djenidi, Kostianoy et al., 1999). Район исследования охватывал всю апвеллинговую зону северо-западной Африки и побережья Португалии и располагался между 5-45°с.ш. и 25°з.д. - берегом Африки и Европы (Португалии). Результаты этого анализа имеют важное значение с точки зрения изучения региональных особенностей некоторых структурообразующих процессов и их роли в сезонной и даже климатической изменчивости. Для анализа использовался регулярный массив еженедельных спутниковых данных о поле ТПО, полученный со спутников серии NOAA (NOAA/NESDIS), за период с 1982 по 1992 г. (всего 555 недель). Пространственное разрешение данных составляло порядка 18 км, а по температуре - 0.1 °С.

Проведешюе исследование включало следующие виды анализов:

1. Анализ сезонной изменчивости поля ТПО, среднеквадратичного отклонения поля ТПО и градиентов ТПО, характеризующих положение и интенсивность термических фронтов.

2. Анализ сезонных циклов контраста ТПО между прибрежными водами и открытым океаном (индекс апвеллинга для дистанций 100-500 км).

3. Совместный анализ сезонной изменчивости поля ТПО и напряжения ветра.

4. Анализ сезонных циклов и межгодовой изменчивости средней по исследуемому району ТПО.

5. Анализ сезонной изменчивости поля ТПО у м. Кап-Блан и м. Гир.

Три прибрежных района около м. Кап-Блан (21°с.ш.), м. Гир (30°30'с.ш.) и к юго-западу от Гибралтарского пролива существенным образом отличались по своему термическому режиму от соседних районов апвеллинговой зоны. Район м. Кап-Блан является местом наиболее интенсивного апвеллинга всей северо-западной Африки, наблюдаемого круглогодично (Wooster et al., 1976; Speth, Detlefsen, 1982; Mittelstaedt, 1983, 1991; Nykjaer, Van Camp, 1994; Hemandez-Guerra, Nykjaer, 1997). Он представляет собой наиболее интенсивную ячейку всей апвеллинговой зоны, которую можно назвать "Кап-Блан". На построенных нами климатических картах она выглядит как единая локализованная область (21-26°с.ш..) относительно холодных вод (АТ=-1°...-1.5°С). Только весной она отчетливо разбивается на две части, находящиеся в районе 20°-21°с.ш.

и 22°-26°с.ш. Район относительно холодных вод у м. Гир (30°30'с.ш.) отличается постоянной генерацией холодных апвеллинговых поперечных струй (Nykjaer, 1988; Nykjaer, Van Camp, Schlittenhardt, 1988; Костяной, 19916; Hagen, Zulicke, Feistel, 1996). Этот процесс происходит настолько часто, что на весеннем, летнем и осеннем распределениях поля ТПО, осредненных за 1982-1992 гг., наблюдается отчетливый холодный сигнал в виде пятна холодных (АТ=-0.5°...-1°С) вод. Район от Гибралтарского пролива (36°с.ш.) до порта Эль Джадида (33°с.ш.), наоборот, характеризуется "теплым" климатическим .сигналом, обусловленным большими потоками тепла, слабыми ветрами, отсутствием апвеллинта и слабой циркуляцией. Наиболее ясно это проявляется в период с мая по октябрь, при этом перепад температуры в среднем за 1982-1992 гг. достигает +2.5°С по сравнению с океаническими водами.

Построены диаграммы пространственно-временной изменчивости интенсивности апвеллинга в каждой точке береговой линии северозападной Африки с 5° по 45°с.ш. с разрешением 18 км по пространству и неделю по времени. Другая диаграмма сезонной и одновременно межгодовой (1982-1992 гг.) изменчивости средней по всему району ТПО дает наглядное представление о том, как в целом меняется термический режим всего изучаемого района с разрешением в одну неделю. Такие диаграммы могут дать дополнительную объективную информацию о явлениях гипа Эль-Ниньо в Южной и Северной Атлантике, а также выработать количественные критерии для их идентификации. Сезонные циклы средней по всему району ТПО за 1982-1992 гг. показывают явное потепление всего района на 1°С с 1982 по 1987 г. и последующее незначительное охлаждение, по крайней мере до 1993 г..

Во второй главе, посвященной апвеллинговой зоне юго-западной Африки (10°-35°ю.ш.), на основе анализа более чем 100 ежедневных спутниковых ИК-изображений (NOAA-9) района Бенгельского апвеллинга (15°-32°ю.ш.), полученных в двух морских экспедициях АтлантНИРО в январе-феврале 1986 и в апреле-июне 1988, установлено существование системы холодных и теплых поперечных струй, определены их основные характеристики, исследована Анголо-Бенгельская фронтальная зона и ячейки апвеллинга.

В (Van Foreest, Shillington, Legeckis, 1984) приведены первые свидетельства существования поперечных струй в районе Бенгельского апвеллинга, вытянутых на расстояние до 500 км от берега в сторону открытого океана. 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 считалось невероятным. Затем появилось еще несколько работ, касающихся апвеллинговых струй у юго-западного побережья Африки (Lutjeharms, Stockton, 1987; Shillmgton et al., 1990; Lutjeharms et al., 1991; Shillington et al., 1992). Важным результатом нашего анализа явилось исследование системы холодных поперечных струй и обнаружение, как и в Канарском апвеллинге, теплых струй (Костяной, Бубнов, 1995). Всего было идентифицировано 31 холодная и 6 теплых струй (Рис.2.1.2). Обнаружена концентрация струй в районах 18°-19°, 22°-23°30", 26°-27°30' ю.ш., причем апвеллинговые воды выносятся на расстояния 500-600 км от берега.

В большинстве работ, посвященных исследованию поперечных струй в различных апвеллинговых районах, отмечалось, что они образуются вблизи одних и тех же характерных участков побережья или дна: мысов, заливов, подводных каньонов или хребтов. Анализ навигационной карты топографии дна исследуемого района (разрешение 1см = 9 км) показал, что никаких особенностей топографии дна ни в мелководной, ни в глубоководной части в выделенных районах нет. С точки зрения топографии дна выделенные районы ничем не отличаются от других, в которых струи наблюдались редко, либо вообще не наблюдались. Струи расположены над глубинами, превышающими 1-2 км, поэтому трудно представить, что какие-либо особенности топографии дна в шельфовой области, изрезанность береговой линии или орографические особенности берега, могут влиять на формирование струй и приводить к их концентрации в определенных местах, Поэтому, в этом районе не существует явной связи между положетшем струй и топографией дна. Сезонная изменчивость появления и положения струй Бенгельского апвеллинга идентична Канарскому апвеллингу благодаря синхронной сезонной миграции Азорского антициклона и ЮАА. Максимальная длищ струй варьировалась от 80 до 370 км (среднее значение - 177 км), характерная ширина - от 10 до 80 км (40 км), перепад температуры между струей и окружающими водами - от -0.8° до -2.4°С (-1.3°С).

Взаимный анализ систем холодных поперечных струй Бенгельского и Канарского апвеллингов показал, что струи Бенгельского апвеллинга в среднем на 50 км длиннее и на 10 км шире. Их максимальная длина достигала 370-500 км (Van Foreest et al„ 1984; Костяной, Бубнов, 1995) против 250 км в Канарском апвеллинге (Костяной, 19916). Перепад температуры между струями и окружающими водами был один и тот же в

обоих районах. Время существования струй в Канарском апвеллинге составляло от 3 до 11 суток, а в Бенгельском - 1-3 суток. Струи Бенгельского апвеллинга развиваются в среднем со скоростью 1.5 м/с, что на 0.5 м/с быстрее струй Канарского апвеллинга. Теплые струи также имеют схожие характеристики, причем в обоих районах существуют клиновидные струйные течения достигающие в длину 300 км и более.

Мезомасштабная структура Бенгельского апвеллинга сложна, поскольку включает апвеллинговые струи, шлемы, вихри, днпольные 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, Meevvis, 1987). Исследование ячеек апвеллинга контактными методами при проведении экспедиционных работ осложняется тем, что они находятся в территориальных и экономических водах прибрежных государств. Это объясняет тот факт, что они остаются мало изученными явлениями, несмотря на их значимость в структуре, динамике и продуктивности апвеллинговой зоны. Для этой цели была проанализирована та же серия из более чем 100 ежедневных спутниковых ИК-изображешш района 15°-32°ю.ш. (Бубнов, Костяной, 1998). Для каждой ячейки, обнаруженной за период наблюдений, определялось положение северной н южной границ, положение ее центра, протяженность вдоль берега - длина, протяженность от берега - ширина, минимальная температура, контраст температуры с окружающими апвеллинговыми водами, контраст температуры с водами открытого океана, расстояние до этих вод и наблюдавшийся при этом градиент температуры.

На Рис.2.2.1 представлена пространственно-временная диаграмма географического положения идентифицированных ячеек апвеллинга: "Кунене" (16-18°ю.ш.), "Намибия" (18-20°ю.ш.), "Валвис Бэй" (20-22°ю.ш.), "Людериц" (24-28°ю.ш.) и "Намакуа" (28-30°ю.ш,). Сезонный ход ячеек апвеллинга также связан с соответствующей изменчивостью интенсивности Бенгельского апвеллинга, которая определяется сезонным смещением барических полей (Lutjeharms, Meewis, 1987; Костяной, Бубнов, 1995; Kostianoy, Lutjeharms, 1997, 1999). Наиболее мошной локальной ячейкой Бенгельского апвеллинга является "Людериц", а интенсивность остальных ячеек к югу и северу падает. Длина "Людериц" варьировалась в пределах 100-550 км, при этом длина других ячеек составляла 100-250 км. Ширина всех ячеек менялась в одних и тех же пределах - 30-150 км. ТПО в ячейках обычно была на 0.8-2.4°С холоднее окружающих вод внутри

апвеллинговой зоны и на 2.4-8°С, - океаинческнх вод. Градиенты ТТЮ находились в диапазоне 0.01-0.04°С/км, а в "Людериц" - 0.01-0.12°С/км. Из-за значительного осреднения данных в работе (Lutjeharms, Meewis, 1987) длину ячеек и контрасты температур корректно определить не удалось, а их ширина оказалась примерно на 100-150 км больше реальной.

Ежедневные данные впервые позволили исследовать короткопериодную изменчивость ячейки "Людериц". Ячейка пульсирует, т.е. меняет свои пространственные масштабы, с периодом 2-10 дней и амплитудой 1-2° широты, причем пульсации происходят как в фазе (смещение обеих границ на юг или север одновременно), так и в противофазе (расширение или схлопывание ячейки). Кроме того, центр ячейки с февраля по июнь сместился на Io широты на север в соответствие с генеральным ходом интенсивности Бенгельского апвеллинга, что противоречит существующим представлениям о "жесткой привязке" ячеек апвеллинга к особенностям топографии дна. Из отсутствия взаимосвязи с особенностями топографш! дна, следует, что формирование ячеек не может быть, например, результатом натекания вдольберегового течения на препятствие (более широкий шельф) или его обтекания. Поэтому, причиной их генерации и эволюции, по-видимому, является существенная неоднородность ветрового режима в отдельных районах прибрежной зоны юго-западной Африки, что должно стать предметом дальнейших исследований, также как и исследование трехмерной циркуляции в ячейках, что представляется наиболее сложной задачей.

Анголо-Бенгельская фронтальная зона (АБФЗ) расположена в юго-восточной Атлантике (14-17°ю.ш.) у побережья Анголы и представляет собой конвергентную зону между теплыми водами Ангольского течения, распространяющимися на юг и юго-запад, и Ангольским куполом с одной стороны и холодными водами Бенгельского течения и апвеллинга, распространяющимися на север и северо-запад, с другой. Поскольку АБФЗ представляет собой северную границу Бенгельской апвеллинговой зоны, то представляет несомненный интерес изучение структурообразующих процессов и в этой фронтальной зоне тоже (OToole, 1980; Nelson, Hutchings, 1983; Shannon, 1985; Shannon, Agenbag, 1987; Shannon, Agenbag, Buys, 1987; Boyd, Salat, Maso, 1987; Sedykh, Dubrovin, Kudersky, 1988). Наиболее полное исследование термических характеристик АБФЗ было выполнено в (Meeuwis, Lutjeharms, 1990) на основе анализа 156 спутниковых карт ТПО (1982-1985), осредненных за недельный период, что

не позволило исследовать мезомасштабную (<100 км) структуру АБФЗ и ее короткопериодную (<1 недели) изменчивость.

Для решения этой проблемы нами была проанализирована та же. серия ежедневных ИК-изображеннй района АБФЗ и прилегающего Бенгельского апвеллинга (Костяной, 1996). Установлено, что АБФЗ является классическим примером многофронтальности, т.к. состоит из нескольких высокоградиентных участков (отдельных фронтов). Все изображения были классифицированы на 5 основных типов (А, В, С, D, Е) мезомасштабной структуры АБФЗ, отличающиеся между собой количеством фроигов и их ориентацией. Принято считать, что южной границей АБФЗ у берега является Бенгельскнй апвеллинговый фронт (БАФ). Однако, наш анализ показал, что в 20% они разнесены вдоль берега на 100-200 км друг от друга. Из проведенного анализа следует, что конвергенцию между Ангольским и Бенгельским течениями следует правильнее называть не Анголо-Бенгельским фронтом, как это делалось в (Sedykh, Dubrovin, Kudersky, 1988; Shannon, Agenbag, 1987; Shannon, Agenbag, Buys, 1987; Meeuwis, Lutjeharms, 1990; Kostianoy, 1994), а именно фронтальной зоной (Костяной, 1996), поскольку она состоит из нескольких фронтальных разделов и занимает обширную акваторию.

Установлены основные пространственные и термические характеристики АБФЗ. Проведен отдельный анализ географического положения и температуры северной и южной границ ФЗ. Ширина АБФЗ становится больше от лета к зиме Южного полушария от 50 до 150 км, при этом максимальная ширина ФЗ достигала 300 км, а перепад температуры растет с 2° до 6°С. Обнаружено, что основной сезонный тренд положения фронтов и соответствующих температур в значительной степени модифицирован короткопернодными флюкгуациями с периодом 5 дней и амплитудами в 1-2° широты и 2-4°С, что ранее не было обнаружено из-за осреднения спутниковых данных за 7-дневный период (Meeuwis, Lutjeharms, 1990). Во время таких пульсаций фронты должны смещаться со скоростью 50-100 см/с. Установлены корреляционные связи между различными пространственно-временными и термическими характеристиками системы "АБФЗ - Бенгельский апвеллинг".

Шаннон и др. (Shannon, Agenbag, Buys, 1987) одни из первых описали несколько случаев очень быстрого смещения АБФЗ до 150 км вдоль берега за несколько дней со скоростями порядка 50-100 см/с. Затем по спутниковым данным в (Meeuwis, Lutjeharms, 1990) было показано, что фронт испытывает короткопериодные флюктуации на север и юг в виде

пульсаций, наложенных на сезонный ход. Однако, глубже продвинуться в эту проблему не удалось из-за анализированных данных, имеющих недельное осреднение. Интуитивно можно ожидать наличие связи между быстрыми смещениями АБФЗ и атмосферным воздействием Южноатлантического антициклона (ЮАА), тем более, что смещение ЮАА может составлять 7-15° по широте всего за 3-5 дней (Shannon, Agenbag, Buys, 1987; Kostianoy, Lutjeharms, 1997, 1999).

В работах (Kostianoy, Lutjeharms, 1997,1999) впервые исследованы короткопериодные миграции ЮАА и их роль в пульсациях положения АБФЗ и ее температуры. Для аиагшза использовалась серия ежедневных спутниковых изображений за 1 апреля - 13 июня 1988 г.. Характеристики АБФЗ были взяты на долготе 10°в.д. для того, чтобы избежать наложения процессов, связанных непосредственно с АБФЗ, с процессами на шельфе, имеющих свою специфику. Положение ЮАА, его характеристики н траектории движения за тот же период времени были получены в результате анализа ежедневных синоптических карт погоды, публикуемых Южно-африканским бюро погоды (South African Weather Bureau, 1988).

Сезонный тренд меридионального смещения ЮАА существенным образом модифицирован короткопериодными большими меридиональными смещениями, которые достигали 16° широты за 4 дня (Рис.2.4.3). Максимальное смещение на 12° к северу за 24 часа было зарегистрировано между 12 и 13 апреля 1988 г.. В переходный период от лета к зиме обе системы устойчиво двигались на север. Приведенные данные покрывают первую половину периода между крайним южным положением ЮАА в марте и крайне северным - в августе-сентябре (Meeuwis, Lutjeharms, 1990). С 1 апреля по 1 июня 1988 г. среднее положение центра ЮАА сместилось приблизительно на 10° с 38° до 28°ю.ш., в то время как АБФЗ сместилась только на 1° широты. Интересно, что короткопериодные пульсации ЮАА порядка 10° широты также приводит к одноградусным пульсациям АБФЗ.

Проведен статистический и взаимный корреляционный анализ основных параметров АБФЗ и ЮАА, причем корреляции рассчитывались с временным сдвигом 0-5 дней. В работах (Shannon et al., 1987; Meeuwis, Lutjeharms, 1990) было сделано предположение о наличии прямой связи между положением, а точнее, широтой ЮАА и положением АБФЗ. В результате анализа десятков синоптических карт, стало ясно, что ни широта ЮАА, ни расстояние между ЮАА и АБФЗ, ни давление в центре антициклона, ни перепад давления между ЮАА и АБФЗ, а именно, градиент давления между ними является ведущим параметром,

отвечающим за воздействие на АБФЗ. Дело в том, что ЮАА имеет как различные траектории движения, так и различную интенсивность. Наивысшие корреляции из всех параметров ЮАА получились между градиентом давления и параметрами ФЗ, что выделяет его в качестве ключевого параметра, ответственного за воздействие на АБФЗ. Максимум был получен со сдвигом в один день: положение северной (г = 0.58) и южной (0.87) границ ФЗ, температура северной (0.75) и южной (0.80) границ. Установлено, что чем меньше градиент давления, тем через день южнее будет находиться южная граница фронтальной зоны и ниже будет ее температура, и наоборот, поэтому обнаруженная зависимость может быть с успехом использована для простого предсказания положения южной границы АБФЗ, что имеет важное рыбопромысловое значение.

В результате анализа массива еженедельных спутниковых данных о поле ТПО за период с 1982 по 1992 г. установлены особенности пространственно-временной (сезонной и межгодовой) и термической изменчивости юго-восточной части Атлантического океана, охватывающей всю апвеллинговую зону юго-западной Африки (10-35°ю.ш. и 5°в.д - берег Африки). Выявлены региональные особенности некоторых структурообразующих процессов и их роль в сезонной и межгодовой изменчивости апвеллинговой зоны. Показаны различия термических режимов апвеллинговых зон северо- и юго-западной Африки. Диаграмма сезонной и одновременно межгодовой (1982-1992 гг.) изменчивости средней по всему району ТПО в общих чертах является зеркальным отражением диаграммы, построенной для района северо-западной Африки. Например, она также показывает очень теплые зимы (Южного полушария) 1986 и 1987 годов и аномально теплое и длинное лето (Южного полушария) 1986, 1987 гг. и короткое лето 1982 и 1992 гг.. происходящих в Южной Атлантике. Сопоставление сезонных циклов и трендов средней по всему району ТПО за 1982-1992 гт. для апвеллинговой зоны северозападной и юго-западной Африки показывает, что если с 1982 по 1987 год северо- и юго-восточная Атлантика потеплела на 1°С и это происходило синхронно, то затем северо-восточная Атлантика охлаждалась существенно медленнее, чем юго-восточная.

В третьей главе впервые исследуются основные пространственные, временные и термические характеристики Сицилийского апвеллинга и его поперечных струй путем анализа 243 еженедельных спутниковых карт температуры поверхности моря (ТИМ) и термических фронтов (АУННЯ НОАА), опубликованных бюллетенем

SATMER за период с сентября 1983 г. по ноябрь 1988 г. (SATMER Bulletin, 1983-1988). Межгодовая и сезонная изменчивость этих характеристик была проанализирована совместно с метеорологической информацией о ветре и ветровом напряжении (Kostianoy, 1996). Проведен корреляционный анализ основных параметров апвеллинга и его струй.

Установлено, что Сицилийский апвеллинг должен быть более интенсивным зимой, чем летом. Обнаружено, что с 1983 по 1988 г происходило постепенное сужение (Рис.3.1.3) и значительное потепление апвеллинговой зоны (рост летних ТПМ с 21 до 26°С (Рис.3.1.4), связанные с ослаблением благоприятного ветра в этом районе и потеплением Средиземного моря. Продолжительность события апвеллинга составляла 12 недели, а в конце лета достигала 2-4 месяцев. В марте-апреле каждого года из-за отсутствия контрастов ТПМ исчезают видимые признаки апвеллшгга на поверхности моря, сезонный ход которых соответствует сезонной изменчивости ТПМ. Обычно минимум ТПМ (13-15°С) наблюдается в январе-марте, а максимум (20-25°С) в августе-октябре. В августе-октябре контраст и градиенты ТПМ достигают своего максимума -3°С и 0.4°С.км. В работе исследовались причины отсутствия явной сезонной изменчивости в ширине апвеллинговой зоны, связанные с существенным изменением вертикальной термохалинной структуры вод.

В работе (Kostianoy, 1996) представлено первое исследование апвелликговых поперечных струй Сицилийского апвеллинга, которые получили названия: Западные и Восточные струи, в соответствии с их географическим положением. Всего было зарегистрировано 42 наблюдения Западных и 40 Восточных струй. Наиболее часто струн наблюдались в

Параметр Среднее знач. Стандарт, отклон. Мин. знач. Махе, знач. Кол-во наблюд.

Западные струи

Длина, км 176 99 60 476 26

Ширина, км 42 11 24 60 26

Контраст ТПМ, "С -1.3 0.5 -0.5 -2 26

Градиент ТПМ, °С/км 0.23 0.1 0.1 0.4 26

Направл. развития, ° 178 22 135 225 26

Скорость развит.,см/с 25 14 15 60 11

Восточные струи

Длина, км 203 133 70 490 23

Ширина, км 48 20 14 84 23

Контраст ТПМ, °С -1.3 0.4 -1 -2 23

Градиент ТПМ, °С/км 0.22 0.1 0.1 0.4 23

Направл. развития, ° 155 13 135 180 23

Скорость развит.,см/с 29 13 15 50 20

Показано, что апвеллинговая зона и Западные поперечные струи существенно влияют на расход вод в Сицилийском проливе, а не учет этого эффекта приводит к завышению расхода атлантических вод. Обнаружено, что залив Габес (Тунис) шляется неизвестным ранее районом формирования промежуточных вод в Средиземном море, которые образуются в результате зимней конвекции на шельфе.

В четвертой главе обсуждаются пространственно-временные и термохалинные характеристики зон апвеллинга вдоль северо-западного побережья Черного моря от дельты Дуная до мыса Херсонес. Основой анализа являются спутниковые ИК-нзображения с ИСЗ NOAA-11 (лето 1993 г., пространственное разрешение 1 км), среднесуточная гидрометеорологическая информация в портах региона и архивные гидрологические данные. Показано, что апвеллинг может возникать как в отдельных районах при благоприятных ветрах дующих вдоль или поперек берега, так и вдоль всего побережья одновременно, что доказывает наличие и чисто сгонных эффектов, и классического экмановского апвеллинга (Гинзбург, Костяной, Соловьев, Станичный, 1997). Установлено, что для района исследования характерны короткоживущие (один - несколько дней) струи шириной 4-14 км, переносящие при умеренных ветрах трансформированную апвеллинговую воду на расстояние порядка 50 км, а в районе мысов Крымского п-ва - более 100 км or берега. Проведено сравнение данных наблюдений с экспериментальным критерием образования струй на фронте апвеллинга.

На основе серии последовательных инфракрасных изображений с ИСЗ NOAA-11 (30 июля - 6 августа 1993 г.) прослежена эволюция изолированного циклонического вихря апвеллингового происхождения в районе м. Херсонес с диаметром 17-18 км и временем жизни порядка недели (Гинзбург, Костяной, Соловьев, Станичный, 1998). Перенос апвеллинговых вод, связанный с перемещением этого вихря на юго-запад, поперек изобат, и его взаимодействием с локальными элементами циркуляции, осуществлялся на расстояние порядка 80 км от берега. С учетом сопутствующей метеорологической информации предполагается, что образование циклона явилось следствием усиления благоприятного для апвеллинга ветра и последующей релаксации апвеллинга. Полученная информация об образовании и эволюции циклона сопоставлена с известными результатами лабораторных и натурных наблюдений подобного явления.

В пятой главе исследуется интенсивность трансфронтального водообмена, осуществляемого мезомасштабными вихревыми структурами (апвеллннговыми струями, вихрями). Одним из наиболее простых и перспективных представляется метод оценки, предложенный в (Зацепин, Костяной, 19926) и основанный на подсчете объемов воды, переносимой когерентными структурами через "узкие" фронтальные разделы. При этом фронт называется узким по отношению к образующимся на нем когерентным структурам, если его характерная ширина (1 существенно меньше, чем масштаб этих структур 1 (с!«1). Перенос воды на узком фронте является необратимым, если когерентные структуры диссипируют в окружающей их инородной водной массе. Для удобства сравнения интенсивности водообмена на различных фронтальных разделах целесообразно ввести удельный параметр - скорость трансфрошального водообмена ие, который характеризует объем воды необратимо переносимый через единицу площади фронтальной поверхности в единицу времени. При этом нормализованный поток тепла (или любого другого свойства) 0 через фронтальный раздел будет выражаться в виде: 0 = 1Ге*ДТ(ДС), где ДТ (ДС) - перепад температуры (концентращш) на фронте. Соответственно, можно определить коэффициент трансфронгалыюго водообмена (тепло- и массообмена) К = ие»с1. Представляется важным ввести и оценить по натурным данным безразмерный параметр "проницаемость фро1гта" Р = ие/и, где и - среднеквадратичная скорость мезомасштабных турбулентных пульсаций во фронтальной зоне (Зацепин, Костяной, 19926). Этот параметр характеризует относительную долю кинетической энергии возмущений, затрачиваемой на трансфронтальный водообмен. Полученные оценки приведены в Таблице 5.1.1 в сравнении с

Фронтальная зона ие Р

Гольфстрим 1.5-2.1 см/с 0.03-0.05

Канарский апвеллинг (15°-25°с.ш.) 1.2-2.5 см/с 0.25-0.5

Банка Арген (19°30'-21°с.ш.) 0.6 см/с 0.1

Бенгельский апвеллинг (17°-30°ю.ш.) 0.4-0.9 см/с 0.1-0.2

Сицилийский апвеллинг 1.1-2.2 см/с 0.2-0.45

Значения ие во фронтальных зонах Канарского, Бенгельского и Сицилийского алвеллинга, и Гольфстрима имеют примерно одинаковые значения ие = 1-2 см/с. Однако, величина параметра проницаемости фронта для Гольфстрима (Р=0.03-0.05) в 2-17 раз меньше, чем для апвеллинговых фронтов западной Африки и Сицилии (Р=0.1-0.5). Это

означает, что фронт Гольфстрима является на порядок в большей степени барьером для водообмена, чем апвеллинговые фронты.

Сравнение среднегодовых значений экмановского переноса в Канарском (М=2.14-2.17 т/м«с) и Бенгельском (М= 1.29-1.36 т/м«с) апвеллингах (Седых, 1987) с трансфронпгальным переносом апвеллинговых вод струями (M=Ue»p*h=0.5-2 т/м»с, где Ue=(l-2)*10'2 м/с, р=1 т/м3, h=50-100 м) показывает, что по крайней мере, половина (!) водной массы, поднятой к поверхности океана (моря) за счет экмановского переноса, переносится апвеллинговыми струями в сторону открытого океана (моря). В таком случае гипотетическое отсутствие струй в апвеллинговых зонах неминуемо привело бы к расширению апвеллинговых зон вдвое или к значительному ускорению вдольфронтальных течений, или к их комбинированному эффекту. Поэтому, ширина апвеллинговых зон в Мировом океане, которую мы наблюдаем сегодня "де-факто", уже является результатом не только всех известных факторов, вызывающих апвеллинг, но и процесса генерации апвеллинговых поперечных струй.

Детально обсуждаются различные механизмы образования поперечных струй, которые фактически сводятся к трем: неустойчивость алвеллинго в ого фронта, топографическая генерация и вытягивание апвеллинговых вод парой вихрей противоположного знака. Из проведенного анализа следует, что до сих пор нет четкого представления о механизмах генерации апвеллинговых поперечных струй.

Для исследования возможных механизмов генерации струйных и грибовидных течений, их структуры и динамики была проведена серия лабораторных экспериментов во вращающейся однородной и стратифицированной жидкости при разных способах задания возмущения (Гинзбург, Костяной, Павлов, Федоров, 1987а,б; Fedorov, Ginsburg, Kostianoy, 1989; Федоров, Гинзбург, Костяной, 1992). Полученные результаты показывают, что во вращающейся жидкой системе вихревые диполи представляют собой естественную универсальную реакцию твердотельно вращающейся жидкости на любое локальное возмущение (Рис.5.3.1). Это подтверждает высказанное в (Гинзбург, Федоров, 19846) мнение об универсальности грибовидной формы нестационарных течений, возникающих в приповерхностном слое океана под влиянием локальных импульсных возмущений. Вращение Земли и стратификация верхнего слоя океана должны существенно влиять на вертикальную структуру грибовидных течений, при этом стратификация определяет глубину проникновения вихревого движения. При заданной стратификации их

пространственные масштабы (горизонтальные и вертикальный) определяются в основном интенсивностью импульсного воздействия.

Как показали лабораторные эксперименты во вращающейся жидкости любое локальное горизонтальное импульсное воздействие приводило к образованию интенсивных струйных течений с дгаюльной головной частью, что, вообще говоря, не характерно для апвеллинговых поперечных струй. Для дальнейшего исследования этого вопроса был проведен рад численных экспериментов с помощью простой двухмерной модели, направленных на изучение эволюции и структуры поперечных струй (Спйепко, КоБ^апоу, 1999). В 21 эксперименте определяющие параметры изменялись в широких пределах, характерных для апвеллинговых поперечных струй и других геофизических течений: ширина струн (Ь= 30-200 км), скорость струн (ио= 5-100 см/с), разница в плотности между струей и окружающей жидкостью (Др0= 0.000025-0.005 г/см3) и число Россби (Ио=0.003-0.42). Оказалось, что определяющим безразмерным параметром эксперимента является редуцированное число Россби, названное по аналогии с редуцировашгым гравитационным ускорением g'=g•Дp/p (Гриценко, 1999; Сгкзспко, Ко^апоу, 1999): Яо' = (ро/Дро)»иД1Ь). Результирующие симметричные (Рис.5.3.4) и слабо асимметричные течения с дипольной головной частью демонстрировали структуру и эволюцию апвеллинговых струй и грибовидных течений. Отклонение течения вправо от источника и контурное течение вправо, вдоль берега описывает, например, вьгток средиземноморских вод из Гибралтарского пролива. Анализ результатов показал, что невозможно классифицировать типы результирующих течений основываясь на числах Бюргера и/или Россби и что единственным безразмерным параметром, четко разделяющим типы течений по своим численным значениям, является редуцированное число Россби Яо': "симметричное" течение возникает в диапазоне 300<Ро'<10000, "слабая асимметрия" 100<Ко'<300, "отклонение течения" - 25<11о'<100 и "контурное течение" -0<Яо'<25. Основываясь на статистике канарских апвеллинговых струй: характерная ширина струи 30 км (10-75 км), скорость течения 90 см/с (35218 см/с) и разница в шгатности порадка 10'4 г/см3 (Костяной, 1991), получаем редуцированное число Россби Яо'=3000 и полным диапазоном 500-20000, что соответствует модельному диапазону значений "симметричного" типа течений. Численные эксперименты показали что в диапазоне параметров, характерных для апвеллинговых поперечных струй, всегда образуются струйные течения с дипольной головной частью.

На основе всех имеющихся сведений предложена новая физическая модель образования, структуры и эволюции апвеллинговых поперечных струй. В работе (Crepon, Richez, 1982), не относящейся к исследованию апвеллинговых поперечных струй, приведены результаты численных экспериментов, в которых исследовались различные типы (двухмерные конфигурации) ветрового воздействия на апвеллинговую зону. Оказалось, что в случаях, когда ветер дует параллельно берегу только в относительно узкой полосе и когда ветер дует от берега в океан только в полуплоскости (прохождение атмосферного фронта), получаются узкие интенсивные течения, сосредоточенные в полосе, шириной два радиуса деформации Россби Rd и направленные перпендикулярно от берега. Если в этих случаях ветер дует под некоторым углом к 6epeiy, то и результирующее течение направлено под тем же утлом в океан. Результирующие течения вполне могут быть интерпретированы как апвеллинговые поперечные струи, поскольку даже ширина течения (2Rd) соответствует средним значениям ширины апвеллинговых струй у своего основания. Из всех рассмотренных возможных механизмов генерации апвеллинговых струй, последний является наиболее соответствующим действительности. Дальнейшая эволюция апвеллинговых струй представляется следующим образом. Струя прорывает апвеллинговый фронт, затем по соответствующим изопикнам начинает заглубляться в толщу океана на глубину 100-150 м, при этом вблизи фронта толщина струи достаточно большая для того, чтобы быть еще видимой на поверхности океана. В какой то момент времени и на определенном расстоянии от фронта струя заглубляется и исчезает с поверхности океана. Именно поэтому, они не останавливаются, как это считалось ранее, а продолжают развиваться в подповерхностном слое в течение всего времени, когда наблюдается струя. Исчезновение струн с поверхности океана не означает, что она прекратила свое существование.

Как показали наши лабораторные и численные эксперименты, при развитии струи должна формироваться дипольная структура в ее головной части, которая в большинстве случаев не наблюдается на спутниковых изображениях апвеллинговых струй. Теперь ясно, что дипольная структура, по-ввдимому, все же существует, но в подповерхностном слое и, поэтому, она не проявляется на поверхности океана. По аналогии с ВТВ апвеллинговые поперечные струи, скорее всего, представляют собой внутритермоклинную дипольную (грибовидную) структуру. Фактически на поверхности океана мы видим только небольшую центральную часть струи как это показано утолщенной линией на Рис.5.3.4. Ясно также, что н

видимое проявление апвеллинговых струй на поверхности океана, и соответственно их разшгчные пространственные (длина, ширина), временные (время жизни) и термические (перепад температуры) характеристики зависят не только от интенсивности струй, но и от конкретной термохалинной (плотностной) структуры вод за пределами апвеллинговой зоны в том или ином районе Мирового океана и в тот или иной сезон. Этот факт наглядно подтверждается сезонной изменчивостью характеристик струй Сицилийского апвеллинга. Зимой глубина пикноклина больше почта в три раза, поэтому струи должны бьпъ соответственно толще и короче (100-200 км), и развиваться с меньшей скоростью (20 см/с). К августу пикноклин постепенно поднимается к поверхности, струи становятся тоньше, длиннее (до 500 км), а скорость распространегаш больше (до 60 см/с), что полностью подтверждается наблюдениями. Из-за различных термохалшшых условий, редко, но все же наблюдаются диполыше структуры на конце струи или только один из пары вихрей. Раздвоешше поперечные струи могут являться частичным проявлением грибовидной структуры на поверхности океана. Этим же эффектом можно и объяснить и то, что в Калифорнийском апвеллинге вихревые структуры на конце струи наблюдаются более часто, чем в Канарском или Бенгельском апвеллинге. Также можно объяснить и более короткое время жизни бенгельских струй в проведенном исследовании по сравнению с канарскими. Полное время жизни таких внутрнтермоклинных грибовидных течений может оказаться порядка нескольких месяцев, по аналогии с ВТВ. Для изучения этого вопроса потребуется использование поплавков нейтральной плавучести, а не дрифтеров верхнего слоя.

В Заключении диссертации обсуждаются основные результаты и выводы диссертационной работы. Проводится обобщение структурообразующих процессов на примере различных условий, характерных для разных апвеллинговых зон Мирового океана. Высказаны благодарности научным учителям, коллегам по работе, зарубежным партнерам, соавторам, российским и зарубежным лабораториям, институтам и финансирующим организациям. Приведен список основных публикаций автора по теме диссертации и список цитируемой в диссертации литературы из 246 наименований.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Основные результаты и выводы диссертационной работы

заключаются в следующем:

1. Зоны прибрежных апвеллингов являются интенсивным источником образования антициклонических внутригермоклинных вихрей, которые в свою очередь приводят к эффекту вторичного алвеллинга. Механизм образования этих вихрей связан с образованием придонных линз, перемешанных на шельфе во время события алвеллинга.

2. На основе анализа спутниковых ИК-изображений поверхности океана (моря) установлено существование систем холодных апвеллинговых поперечных струй в зоне Канарского, Бенгельского, Сицилийского апвеллингов и в северо-западной части Черного моря. Выявлены их пространственные, временные (включая сезонные), термические и динамические характеристики. Морнстее апвеллинговых зон обнаружены теплые поперечные струи, двигающиеся по направлению к апвеллинговому фронту, а иногда достигающие берега.

3. Апвеллинговые поперечные струи осуществляют интенсивный трансфронтальный водообмен между апвеллинговой зоной и открытым океаном, причем они могут выносить за пределы апвеллшпового фронта до 50% объема вод, поднятых к поверхности в результате экмановского переноса. Проведено сравнение шггенсивности трансфронтального водообмена, осуществляемого апвеллинговыми струями в различных апвеллинговых зонах, и "проницаемости" апвеллинговых фронтов по отношению к водообменным процессам.

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 внутритермоклинной дипольной (грибовидной) структуры, способной распространяться со скоростью порядка 1-2 м/с на расстояния превышающие 500 км.

5. На основе еженедельных спутниковых данных о поле ТПО за 19821992 гг. районов северо-западной Африки и Португалии, и юго-западной Африки, исследована пространственно-временная (сезонная и межгодовая) и термическая изменчивость соответствующих апвеллинговых зон, выявлены региональные особенности проявления алвеллинга, локальных ячеек алвеллинга, поперечных струй и

определена их роль в сезонной и даже климатической изменчивости. Показано, что межгодовые тренды ТПО северо- и юго-восточной Атлантики существенно различаются.

6. Прибрежные апвеллннги в совокупности с апвеллинговымн поперечными струями представляют собой единое гидродинамическое явление, поскольку: (1) попере'шые струн являются неотъемлемой частью прибрежных апвеллиигов, (2) сезонная изменчивость их положения и интенсивности совпадает, (3) гипотетическое отсутствие апвеллинговых струн привело бы к существенному изменению наблюдаемом структуры и динамики апвеллинговых зон.

7. На основе ежедневных спутниковых и метеорологических данных исследована структура и динамика Анголо-Бенгельской фронтальной зоны (северная граница Бенгельского апвеллинга) и Южноатлантического антициклона. Установлено, что короткопернодные (5 дней) пульсации положения АБФЗ в общем случае обусловлены аналогичными пульсациями по времени, но на порядок большими по амплитуде пульсациями положения центра ЮАА, причем ключевым параметром в воздействии на АБФЗ является именно градиент атмосферного давления между ЮАА и АБФЗ. Реакция АБФЗ имеет задержку в одни сутки.

8. Сицилийский апвеллинг и его система поперечных струй существенным образом влияет на динамику и расход вод в Сицилийском проливе, поскольку может занимать до 50% его ширины. Попутно установлено, что залив Габес (Тунис) является неизвестным ранее районом формирования (зимняя конвекция на шельфе) промежуточных вод в Средиземном море.

БЛАГОДАРНОСТИ

В 1979 году еще студентом МФТИ мне посчастливилось попасть в Лабораторию экспериментальной физики океана Отдела экспериментальной и космической океанологии для выполнения преддипломных работ. Отделом и Лабораторией руководил выдающийся океанолог и замечательный человек, профессор Константин Николаевич Федоров, который на протяжении 10 лет был моим учителем, оказал большое влияние на формирование моих научных интересов, стюя работы и мое становление как специалиста. Именно он заинтересовал меня методом лабораторного моделирования, дистанционными методами наблюдения океана из космоса и анализом данных натурных наблюдений. Я также выражаю ему особую признательность за выведение тогда еще

молодого специалиста на "международную арену", что к сегодняшнему дню вылилось в обширное научное сотрудничество со многими научными организациями и специалистами из десятка стран, и уровню Межправительственных соглашений.

Большую роль в моем становлении как специалиста в области физической океанологии сыграл д.ф.-м.н. Андрей Георгиевич Зацепин, ныне заведующий той же Лаборатории, который в свое время научил азам лабораторного моделирования, поставил задачи для дипломной работы и кандидатской диссертации, которую он курировал. Огромное значение для меня имели лабораторные эксперименты, выполненные вместе и научные работы, написанные в соавторстве. На протяжении более 20 лет, сохраняя традиции К.Н.Федорова, он оказывает поистине отеческую заботу, поддержку и внимание как в научном, так и в личном плане. Наконец, только благодаря его настойчивости смог появиться на свет этот труд.

Отдельную благодарность хотелось бы высказать покойному Александру Михайловичу Павлову, инженеру-конструктору нашей Лаборатории, благодаря таланту которого были сделаны вращающиеся лабораторные установки, на которых мной были получены результаты, вошедшие как в кандидатскую, так и докторскую диссертацию.

Диссертационная работа фактически началась с изучения внутритермоклинных вихрей на Канарском апвешпшге в 1984 г., статью о которых мы написали совместно с В.Б.Родионовым. Начавшееся тогда научное сотрудничество вылилось в книгу об океанических фронтах Норвежского, Гренландского и Баренцева морей, опубликованную в 1998 г., тематика которой осталась за рамками диссертационной работы.

С 1987 г. началось плодотворное сотрудничество со специалистами из АтлаитНИРО (г. Калининград) В.Г.Колесниковым, Ю.В.Степановым, Г.А.Редькиным, П.П.Чернышковым и П.А.Букатиным, в настоящее время возглавляющим Лабораторию рыбных ресурсов. Всем им я благодарен за многочисленные консультации по океанографии, гидродинамике и биоресурсам района Канарского и Бенгельского апвеллинга, обсуждение результатов исследований, поиск архивных материалов и предоставление гидрологических данных. Большую помощь в моей работе над системой поперечных струй Канарского апвеллинга оказали сотрудники Сектора космических исследований АтлантНИРО.

Особую признательность мне хотелось бы высказать профессорам Льежского Университета (Бельгия) Ж.Ниулю и С.Джениди за многолетнее плодотворное сотрудничество, начавшееся в 1988 г. и в настоящее время развивающееся уже по нескольким направлениям, включая проекты,

выполняемые по Межправительственным соглашениям между Россией и Бельгией. Во многом благодаря их инициативе и финансовой поддержке продолжает развиваться сотрудничество между российскими и зарубежными океанографическими институтами.

Исследование Сицилийского апвеллинга стало возможным благодаря любезному приглашению профессора М.Астральди, директора Океанографической станции в Ла Специи и гранту Национального Совета научных исследований (CNR, Италия). Под его руководством и благодаря помощи и гостеприимству его сотрудников за 4 месяца удалось сделать уникальную работу по изучению Сицилийского апвеллинга, включая экспедиционные исследования Сицилийского пролива. В связи с последним автор благодарен капитану итальянского НИС "Урания" (Urania) Н.Лембо и его замечательной команде, создавшим для меня уникальные условия для работы в море.

Детальные исследования Бенгельского апвеллинга стали возможными благодаря неоценимой помощи профессора Кейптаунского Ушшерситета Й.Лутьехармса и Центра Российских исследований Университета, позволивших автору в ноябре-декабре 1996 г. участвовать в двух международных симпозиумах в ЮАР, провести совместные работы в Отделе океанограф™ и собрать необходимый материал для дальнейших исследований. Эта работа была продолжена в январе-феврале 1997 г. в Институте исследования Балтийского моря в г. Варнемюнде (Германия) благодаря любезному приглашению его директора, профессора Г.Хемпеля.

Кроме перечисленных выше лиц, автор сердечно благодарен всем нижеперечисленным коллегам и соавторам за плодотворную работу над проектами, экспериментами и публикациями: И.М.Белкину, А.В.Березуцкому, Г.Г.Бубнову, А.ИГинзбург, В.А.Гриценко, С.Н.Дикареву, М.Ю.Енгалычеву, П.О.Завьялову, С.Г.Пояркову, А.В.Семенову, Д.М.Соловьеву, С.В.Станичному, Г.И.Шапиро, Н.А.Шеремету.

Выполнение отдельных работ, представленных в диссертации, на протяжении последних восьми лег было бы затруднительно, а в некоторых случаях невозможно без финансовой поддержки, оказанной автору как руководителю или основному исполнителю ряда осуществленных и ищущих научных проектов, со стороны (в хронологическом порядке): Международного Научного Фонда (Фонд Сороса), Российского Фонда Фундаментальных Исследований, программы IOTAS, Миннауки России, программы INCO-Copernicus, МИДа России, Генерального комиссариата по международным связям французского сообщества Бельгии (CGRI),

Департамента науки, техники и культуры премьер-министра Бельгии (SSTC). Важную роль в поддержании проведенных исследований и одновременно в укреплении международного сотрудничества сыграл Международный научно-технический проект "Апвеллинг" Миннауки России, который автор возглавляет с 1995 года.

Список основных публикаций по теме диссертации.

Список состоит из 42 статей, приведенных ниже. В него не вошло 54 опубликованных тезисов докладов, представленных на всесоюзных, российских и зарубежных конференциях в 1984-2000 гг.

1. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Теоретическое и лабораторное моделирование мезомасштабных антициклоиических океанских вихрей. - Морской гидрофизический журнал. 1985. N 5. С.14-21.

2. Белкин И.М., Емельянов М.В., Костяной А.Г., Федоров К.Н.. Термохалииная структура промежуточных вод океана и внутрнтермоклшшые вихри. - В сб.: "Внутритсрмоклшшые вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН СССР. 1986. С.8-34.

3. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Зоны прибрежного апвеллинга -источник формирования внутригермоклшшых вихрен. - В сб.: "Внутрнтермоклшшые вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН СССР. 1986. С.50-55.

4. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Эволюция бароклинного вихря в вязкой вращающейся жидкости (теория и лабораторный эксперимент).- В сб.: "Внутритермоклинные вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН СССР. 1986. С. 120-130.

5. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Эволюция и структура внутритермоклин-ного вихря. - Физика атмосф. и океана. 1986. Т.22. N10. С. 1098-1105.

6. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Об образовании внутритермоклшшых вихрей на Канарском апвеллкнге,- Океанология. 1986. Т. 26. N 6. С.892-895.

7. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Об одном механизме образования холодных поверхностных пятен на Канарском апвеллинге. - В сб.: Проблемы современной океанологии. М.: ИОАН СССР. 1987. С. 23-24.

8. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Павлов А.М, Федоров К.Н. Грибовидные течения (вихревые диполи) в условиях вращения и стратификации. - ДАН СССР. 1987. Т.292. N 4. С.971-974.

9. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Павлов A.M., Федоров К.Н Лабораторное воспроизведение грибовидных течений (вихревых

диполей) в условиях вращения и стратификации. - Физика атмосферы и океана. 1987. Т. 23. N2. С. 170-178.

10. Костяной А.Г. Лабораторное моделирование внутритермоклинных вихрей и медленных плотностных течений. - Диссертация на соиск. уч. степ. канд. физ.-мат. наук. М.: ИОАН СССР. 1987. 117 С.

11. Fedorov K.N., Ginsburg A.I., Kostianoy A.G. Modelling of "mushroomlike" currents (vortex dipoles) in a laboratory tank with rotating homogeneous and stratified fluids. - Proc. XX Int. Liege Colloq. Ocean Hydr. "Mesoscale/synoptic coherent structures in geophysical turbulence", J.C.J.Nihoul, B.M.Jamart (Eds.). Amsterdam, Elsevier. 1989. P. 15-24.

12. Kostianoy A.G., Zatsepin A.G. Laboratoiy experiments with baroclinic vortices in a rotating fluid. - Proc. 20-th Int. Liege Colloq. Ocean Hydrodyn. "Mesoscale/synoptic coherent structures in geophysical turbulence", J.C.J.Nihoul, B.M.Jamart (Eds.). Amsterdam, Elsevier. 1989. P.691-700.

13. Kostianoy A.G., Belkin I.M. A survey of observations on intrathermocline eddies in the World Ocean. - Proc. XX Int. Liege Colloq. Ocean Hydrodyn. "Mesoscale/synoptic coherent structures in geophysical turbulence", J.C.J.Nihoul, B.M.Jamart (Eds.). Amsterdam, Elsevier. 1989. P.821-841.

14. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. О прогнозе траекторий вихревых линз в океане. - ДАН СССР. 1989. Т.309. N 5. С. 1219-1222.

15. Енгалычев М.Ю., Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Лабораторное исследование вихревой линзы в линейно-стратифицированной вращающейся жидкости.-Физика атмосф. океана. 1990. N5. С.534-539.

16. Костяной А.Г., Редькин Г.А., Степанов Ю.В. Мезомасштабная изменчивость гидрофизических полей Канарского апвеллинга по данным судовых и спутниковых наблюдений. - Океанология. 1990. Т.30. N 5. С.744-749.

17. Kostianoy A.G., Stepanov Yu.V. Mesoscale variability of hydrophysical fields generated by the Canary current upwelling from the navigational and satellite observation data. - Proc. XXIII ICES Session. Copenhagen. 1990. N C3. 15 PP.

18. Костяной А.Г., Степанов Ю.В. Мезомасштабные подповерхностные вихри у северо-западного побережья Африки. - В сб.: "Фронты и вихри северо-восточной Атлантики". М.: ИОАН СССР. 1991. С. 187-200.

19. Костяной А.Г. Пятнистая структура поверхности океана в районе Канарского апвеллинга. - В сб.: "Фронты и вихри северо-восточной Атлантики". М.: ИОАН СССР. 1991. С.181-186.

20. Костяной А.Г. Система поперечных струй Канарского апвеллинга.-Исследование Земли из космоса. 1991. N 5. С.78-86.

21. Kostianoy A.G., Stepanov Yu.V. Mesoscale eddies in the Canary upwelling region. -Proc. IX Session COP ACE Working Group. Lagos. 1991. 15 PP.

22. Березуцкий A.B., Костяной А.Г., Максимов С.Э., Скляров В.Е. Трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых поперечных струях. - ДАН СССР. 1991. Т. 321. N5. С. 1095-1098.

23. Федоров К.Н., Гинзбург А.И., Костяной А.Г. Генерация и эволюция вихревых диполей в лабораторных условиях. - В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 21-26.

24. Белкин И.М., Костяной А.Г. Внутритермоклинные вихри в Мировом океане и их региональные особенности. - В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 112-127.

25. Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Лабораторные исследования неустойчивости бароклинных вихрей и фронтов. - В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 163-177.

26. Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Об интенсивности трансфронтального водообмена в океане.- Доклады РАН. 1992. Т. 323. N 5. С.949-952.

27. Zatsepin A.G., Kostianoy A.G. Fronts in the Ocean: barriers or mixing zones? - Proc. CREAMS'94 Int. Symp., Fukuoka, Japan, Jan24- 26, 1994. P. 18-21.

28. Костяной А.Г., Бубнов Г.Г. Исследование поперечных струй Бенгельского апвеллинга до спутниковым данным,- Исследование Земли из космоса. 1995. N 4. С.67-75.

29. Kostianoy A.G., Zatsepin A.G. The West African coastal upwelling filaments and cross-frontal water exchange conditioned by them. - J. Mar. Systems. 1996. V. 7. N 2-4. P.349-359.

30. Elmoussaoui A., Djenidi S., Kostianoy A., Beckers J.M A numerical investigation in the transition zone of the Northwest African upwelling. -Proc. Workshop on progress in Belgian Oceanographic Research, Brussels, 8-9 January 1996. Bulletin de la Societe Royale des Sciences de Liege. 1996. V. 65. N 1. P.75-78,

31. Костяной А.Г. Применение спутниковых данных для анализа фронтов юго-восточной Атлантики (на примере Анголо-Бенгельской фронтальной зоны).- Исслед. Земли из космоса. 1996. N 4. С.77-86.

32. Kostianoy A.G. Investigation of the Sicilian upwelling on the base of satellite data.- Technical Report, Stazione Oceanógrafica CNR, La Spezia, Italy. November 1996. 99 pp.

33. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Соловьев Д.М., Станичный С.В. Прибрежный апвеллинг в северо-западной части Черного моря. -Исследование Земли из космоса. 1997. N 6. С.61-72.

34. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Соловьев Д.М., Станичный С.В. Циклонические вихри апвеллингового происхождения у юго-западной оконечности Крыма. - Исслед. Земли из космоса. 1998. N 3. С.83-88.

35. Бубнов Г.Г., Костяной А.Г. Исследование локальных ячеек Бенгельского апвеллинга по спутниковым данным,- Исследование Земли из космоса. 1998. N5. С.47-54.

36. Kostianoy A.G., Lutjeharms J.R.E. Atmospheric effects in the Angola-Benguela frontal zone.- J.Geophys.Res. 1999. V104. NC9. P.20,963-20,970.

37. Kostianoy A.G., Astraldi M., Gasparini G.P., Vignudelli S. Variability of the Sicilian upwelling.- In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov International Memorial Symposium), IOC Workshop Report Series. N 159. UNESCO. 1999. P.279-285

38. Gritsenko V.A., Kostianoy A.G. On numerical modelling of upwelling filaments.- In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov International Memorial Symposium), IOC Workshop Report Series. N 159. UNESCO. 1999. P. 198-205.

39. Elmoussaoui A., Djenidi S., Kostianoy A.G., Beckers J.M., Nihoul J.C.J. Circulation and boundary processes off Northwest Africa. - In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov Intern. Memorial Symp.) IOC Workshop Rep. Series. N159. UNESCO. 1999. P. 118-125.

40. Djenidi S., Kostianoy A.G., Sheremet N.A., Elmoussaoui A. Seasonal and interannual SST variability of the North-East Atlantic Ocean.- In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov Intern. Memorial Symposium), IOC Workshop Rep. Series. N159. UNESCO. 1999. P.99-105.

41. Djenidi S., Elmoussaoui A., Kostianoy A. Effets topographiques sur un upwelling cotier.- Annales de l'lnstitut Oceanographique. 1999.

42. Ginzburg A.I., Kostianoy A.G., Soloviev D.M., Stanichny S.V. Remotely sensed coastal-deep basin water exchange processes in the Black Sea- In: Satellites, Oceanography and Society, D.Halpern (Ed.). Elsevier Science Publishers, New York. 2000.

ПРИЛОЖЕНИЕ

Нумерация рисунков соответствует тексту диссертации.

Рис. 1.1.1. Карта температуры поверхностного слоя океана по данным синоптической съемки

22 октября 1984 (Войтов, Журбас, 1986). Рис.1.1.2. Разрез через антициклонический ВТВ 1 поле температуры (а), солености (б) и потенциальное плотности (в).

Рис.1.1.5. Положение внутритермоклинных вихрей (•), придонных линз и интрузий (о), вихрей на поверхности океан! (□) и фронта, разделяющего САЦВ и ЮАЦВ в районе Канарского апвеллинга (Костяной, Степанов, 1991). Положение фронт» d феврале 1972 г. нанесено из (Peterj, 1976), в январе-феврале 1975 г. из (Тотсмк, Hughes, 1980), в октябре-ноябре 1981 г. и апреле 1982 г. из (Barton, 1987) Пунктирной линией на рисунке указана изобата 200 м.

Рис.5.1.1. Обработанное ИК-изображенис холодной поперечной струи »толлинговых вод ■ районе мыса Кап-Блан (ШЛА 11,29.09.90).

Рис. 1.4.1. Систем» поперечных струй Канарского апвеллннг». Холодные струи схематично обозначены сплошными стрелками, теплые • прерывистыми.

показано сплошными линиями, теплых - прерывистыми. У береге отмечено положение 200-м юобггы.

«елрлли тс МРЕЛ» Л/А и исиь ЮК

Ани

Рнс.2.2.1. Просграяспеино-временнм диаграмма географического положекш ячеек ... Еешххьсхого влвеллинга (полосы указываютюс протажекность).

Рис.2.4.3. Меридиональное смешение центр» ЮАА и северной и южной грдииц АЕСЗ с 1 апреля па 13 июня 1988 г.. Разомкнуто сть линий, свмыыюшмх положение центр» ЮЛА а различные дни означает уход антициклон! н» восток из зоны наблюдения и появление нового антициклона в пой.зоне.

Рис.3.1.3. Межгодовая (1983-1938) изменчивость ширины япвеллинговой зоны.

1 1 1 1 ■ 1 ! 1 1 ■ 1 1

: 1983 1 -../........Ш+...... 1 *и • 1 ( 1984 ; 1985 -1_л__л___ -/"■•■^•г..... I 1 • 1988 | 1987 I 1988 ■ I 1 ■ •

О 12 24 36 48 60 72

НЛСЯЦЬ/

Рис.3.1.4. Межгодовая (1983-1988) изменчивость минимальной температуры у южного берега Сицилии.

Рис.5.3.1. Примеры вихревых диполей, образующихся; (а) при воздействии на поверхность двухслойной жидкости (ДБ» 10 °/оо) струей воздуха, п«б. Н|=-Н2=3.3 ем, 1"56 с (9.3 оборота); (б) при воздействии струей воздуха, не связанной с вращающейся системой, на поверхность однородной жидкости, Н»5 см, 1=6 с (I оборот); (в) при циклоническом закручивании в течение 9 с, Н-4 см, 1=16 с (2.7 оборота); (г) при антгаиклоническом юхручиваиии в течение б с, Нж4 см. 1»Э2 с (5.3 оборота); (д) при антициклоническом закрывании а течение !) с. Н»4 см, |"|06 с (17.7 оборота); • ■ время после возмущения. Цифры на рисунках • расстояние в см от центра бассейна.

Рис.5.3.4. Симметричное течение (см. эксперимент N9 » Таблице 5.3.1). L-30 км, U-100 см/с, Др» 0.0005 г/с к t-13.6 дней. (•) - трассер (сплошные линии проведены между 0.1 и 0.85 относительными единицами с интервалом 0.15) н функция ток» (штрих-линии - между -1.3 и 0.2 с интервалом 0.15); (б) - завихренность (сплошные линии проведены между -1.1 н 1.0 с интервалом 0.15) и изолинии трассера 0.S5, проведенная толстой штрих-линией.

Содержание диссертации, доктора физико-математических наук, Костяной, Андрей Геннадьевич

Введение.

1. Актуальность проблемы.

2. Основные задачи.

3. Структура диссертационной работы.

4. Положения, выносимые на защиту.

Глава 1. Канарский апвеллинг.

1.1. Внутритермоклинные вихри.

1.2. Придонные линзы.

1.3. Пятнистая структура поверхности океана.

1.4. Система поперечных струй.

1.5. Трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых поперечных струях.

1.6. Анализ поля температуры поверхности океана за 1982-1992 г г.

Глава 2. Бенгельский апвеллинг.

2.1. Система поперечньпс струй.

2.2. Ячейки апвеллинга.

2.3. Анголо-Бенгельская фронтальная зона.

2.4. Южно-атлантический антициклон и его влияние на Анголо-Бенгельскую фронтальную зону.

2.5. Анализ поля температуры поверхности океана за 1982-1992 гг.

Глава 3. Сицилийский апвеллинг.

3.1. Апвеллинг.

3.2. Система поперечных струй.

3.3. Роль апвеллинговой зоны в динамике Сицилийского пролива.

3.4. Потепление апвеллинговой зоны.:.

3.5. Образование промежуточных вод в заливе Габес.

Глава 4. Апвеллинг северо-западной части Черного моря.

4.1. Прибрежный апвеллинг и поперечные струи.

4.2. Циклонические вихри апвеллингового происхождения.

Глава 5. Физическая модель апвеллинговых поперечных струй.

5.1. Трансфронтальный водообмен.

5.2. Механизмы образования поперечных струй.

5.3. Лабораторное и численное моделирование струй и грибовидных течений.

5.4. Модель формирования, структуры и динамики апвеллинговых струй.

Введение Диссертация по географии, на тему "Структурообразующие процессы в апвеллинговых зонах"

1. Актуальность проблемы.

Апвеллингом (или подъемом вод) называется процесс вертикального движения воды в океане (море), в результате которого глубинные воды поднимаются к поверхности. Апвеллинговая 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 (так называемый классический экмановский апвеллинг), в соответствии с теорией Экмана, (в общем случае) происходит отклонение поверхностных вод под 45° вправо от направления ветра в Северном полушарии 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 (Рис.1). Именно этому типу апвеллинга посвящена данная работа.

Первые попытки дать физическое объяснение прибрежному апвеллингу были сделаны еще в конце прошлого века, причем тогда уже предполагалось, что движущей силой является ветер (Witte, 1880; Buchan, 1895, цитируются по (Nykjaer, 1988)). 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).

Особенно интенсивно 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 апвеллинговой зоны зависят от характеристик ветра: направления, скорости, продолжительности и разгона; от вида береговой линии; от особенностей топографии дна и

Рис. 1. Схема направления ветра и соответствующей циркуляции водных масс в прибрежном районе-(ЛД<РОНЯ,197-?|).

Рис.2. Основные районы подъема вод в Мировом океане (Лафонд, 1974). 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 конфигзфацию апвеллинговой зоны. Градиент плотности с напряжением ветра вызывает развитие геострофических течений вдоль берега.

Интенсивность апвеллинга характеризуется величиной экмановского переноса (в тоннах в секунду, часто в расчете на 100 м побережья) от берега M=xjf, где Хе -вдольбереговая компонента тангенциального напряжения ветра, а f - параметр Кориолиса (Седых, 1987). Она также характеризуется контрастом температуры поверхности океана между прибрежными апвеллинговыми 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 апвеллинговый 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 апвеллинге 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 апвеллинг), 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 (Рис.2). 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. Апвеллинг наблюдается также у побережий Бразилии, Венесуэлы, Антарктиды, Алеутских островов, у экватора, у северной границы Межпассатного (Экваториального) противотечения, в Средиземном, Черном и Каспийском морях. Ограниченный подъем вод происходит у подветренной стороны островов и мысов, выступающих навстречу течению, над банками и подводными горами (Лафонд, 1974).

Апвеллинговые зоны оказывают существенное влияние на метеорологические условия в прибрежной зоне. В зависимости от соотношения температур воды и воздуха может меняться локальная атмосферная циркуляция, а также создаваться условия, способствующие образованию туманов, например в районе Сан-Франциско и в Бенгельском апвеллинге.

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 взаимодействзтот с окружающим глубоким океаном путем обмена через апвеллинговый фронт и 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 апвеллинга (Федоров, 1980; Амаров, Макаро в, 1987; Федоров, Гинзбург, 1988). Например, 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; Lutjeharms, Stockton, 1987; Nykjaer, 1988). Насколько быстро шел и идет дальше этот прогресс, можно судить даже по качеству спутниковых изображений, приведенных в диссертации. 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; Lutjeharms, Stockton, 1987; Lutjeharms et al., 1991; Gabric et al., 1993). Кроме того, появились свидетельства, что взвешенное вещество переносится с шельфа в открытый океан не только в поверхностных и придонных слоях, но и в промежуточных слоях посредством этого механизма (Сивков, 1994). Однако, до сих пор количественные оценки 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 мезомасштабньпс структур, получать их пространственно-временные характеристики и изучать их изменчивость (Nykjaer, 1988).

Кроме того, 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, DA AC GSFC, и др.), появилась возможность изучения не только сезонной, но уже и межгодовой изменчивости различных апвеллинговых районов Мирового океана, причем одновременно.

Подъем вод к поверхности океана сопровождается выносом в эвфотический слой большого количества биогенных элементов (фосфатов, нитратов и т.д.), что дает высокую первичную продукцию, которая по пищевой цепи в конечном итоге приводит 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% мирового улова рыб приходиться на долю прибрежных апвеллингов. Район Канарского апвеллинга является одним из наиболее продуктивных в Мировом океане. Например, только ежегодный вылов СССР здесь до 1991 г. превышал 1 млн. тонн рыбы и ценных промысловых беспозвоночных.

Апвеллинги северо-западной и юго-западной Африки являются наиболее важными апвеллинговыми зонами Атлантического океана (Рис.3, 4). Их постоянство и сезонная изменчивость определяются субтропическими областями высокого давления над северной и южной частью Атлантического океана: Азорским (Рис. 5) и Южно-атлантическим антициклонами (ЮАА) (Рис. 6), соответственно. 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. 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 33°с.ш. и 29°ю.ш., а летом - 35°с.ш. и 27°ю.ш., соответственно. ЮАА проявляет большую стабильность в течение года, поскольку его синхронные смещения вдвое меньше, чем Азорского антициклона. Межгодовые миграции их центров летом достигают 7°, а зимой - 20-30° широты (Таубер, 1977). Сезонные и межгодовые 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 были сделаны в Восточной Атлантике, которые выявили особенности генеральной циркуляции и распределения водных масс, основные пространственно-временные и термохалинные характеристики апвеллинговых зон и их региональные особенности, структуру и изменчивость апвеллинговых фронтов, характеристики фронтальной зоны Зеленого мыса и

25 W

20 \Л/

15 W

10 \Л/

5\Л/

40 N

35 N

30 N

25 N

20 Н

15 N

10№

Рис.3. Апвеллинговая зона северо-западной Африки и Португалии в поле температуры поверхности океана (еженедельные спутниковые данные за середину августа 1999 г.).

Рис.4. Апвеллинговая зона юго-западной Африки в поле температуры поверхности еженедельные спутниковые данные за середину августа 1999 г.).

Рис.5. Линии тока среднемесячных ветров на уровне 1000 мб в (а) феврале и (б) июне (МсС1а1п е1 а1., 1990). Буквой А отмечен центр Азорского антициклона.

Рис.6, среднее атмосферное давление (мб) на уровне моря в январе (Van Loon, 1991). Отмечено положение центра Южно-атлантического антициклона (ЮАА).

Анголо-Бенгельской фронтальной зоны, имеющих непосредственное отношение к соответствующим апвеллинговым зонам (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; Speth, 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 CES1ECA, в которой участвовало И стран, и во время которой (1970-1977) было проведено более 100 океанографических экспедиций, CUE А и Глобальный атлантический тропический эксперимент (ГАТЭ). Ведущая роль в исследовании обеих апвеллинговых систем в нашей стране вот уже на протяжении 40 лет принадлежит Атлантическому назлно-исследовательскому институту рыбного хозяйства и океанографии (АтлантНИРО).

Апвеллинговые зоны внутренних и средиземных морей еще менее измены 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 (Рис.7) и, в частности, западного Средиземноморья, но его апвеллинговые системы практически не изучены (Philippe, Harang, 1982). Одним из наиболее важных и 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 модифицированньгх атлантических и левантийских вод через пролив, включая их трехмерную структуру и сезонную изменчивость (Овчинников и др., 1976; Гидрологические и гидрохимические исследования 1979; GarzoU, Maillard, 1979; Grancini et al., 1984; Grancini, Vincenzi, lovenitti, 1984; Grancini, Michelato, 1987; Manzella,

Gasparini, Astraldi, 1988; Manzella et al., 1990; Moretti et al., 1993; Manzella, 1994; Astraldi et al., 1996). Несмотря на такое обилие работ в проливе, трехмерная термохалинная 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 северо-западной части Черного моря (Рис.7), 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 апвеллингового происхождения. Неясно также, формирзтотся ли в данной части моря поперечные струи, переносящие холодные и богатые биогенными элементами поверхностные воды на значительное расстояния от берега и 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).

Хотя в предыдущие годы и был достигнут существенный прогресс в понимании функционирования апвеллинговой зоны как крупномасштабной системы, основные физические механизмы, обусловливающие изменчивость мезомасштабной структуры апвеллинговой зоны, вихреобразования, динамику апвеллингового фронта, течений, поперечных струй и ячеек локального апвеллинга, пока еще плохо исследованы. Более того, до сих пор не известна сама природа поперечных струй. Абсолютно 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. Многолетняя 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).

2. 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 ползЛчения наиболее полной картины происходящих процессов. С этой целью были исследованы прибрежные апвеллинги северо-и юго-западной Африки, Сицилии и северо-западной части Черного моря (Рис.3, 4 и 7). Основные задачи диссертационной работы состояли в следующем:

1. Исследование гидрофизических процессов, ответственных за формирование изменчивости мезомасштабной структуры в прибрежных апвеллинговых зонах.

3. Создание физической модели формирования и эволюции апвеллинговых поперечных струй.

4. Оценка трансфронтального водообмена, обусловленного системой поперечных струй.

5. Лабораторное моделирование поперечных струй и грибовидных течений.

6. Анализ сезонной и межгодовой изменчивости термического состояния апвеллинговых зон.

7. Сравнение структурообразующих процессов в прибрежных апвеллингах северо- и юго-западной Африки, Сицилии и северо-западной части Черного моря.

3. Структура 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.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Костяной, Андрей Геннадьевич

Основные результаты и выводы диссертационной работы заключаются в следующем:

1. Зоны прибрежных апвеллингов являются интенсивным источником образования антициклонических внутритермоклинньк 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.

2. На основе анализа спутниковых ИК-изображений поверхности океана (моря) установлено существование систем холодных апвеллинговых поперечных струй в зоне Канарского, Бенгельского, Сицилийского апвеллингов и в северо-западной части Черного моря. Выявлены их пространственные, временные (включая сезонные), термические и динамические характеристики. Мористее апвеллинговых зон обнаружены теплые поперечные струи, двигающиеся по направлению к апвеллинговому фронту, а иногда достигающие берега.

3. Апвеллинговые поперечные струи осуществляют интенсивный трансфронтальный водообмен между апвеллинговой зоной и открытым океаном, причем они могут выносить за пределы апвеллингового фронта до 50% объема вод, поднятых к поверхности в результате экмановского переноса. Проведено сравнение интенсивности трансфронтального водообмена, осуществляемого апвеллинговыми струями в различных апвеллинговых зонах, и "проницаемости" апвеллинговых фронтов по отношению к водообменным процессам.

4. Апвеллинговые поперечные струи генерирзтотся 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 внутритермоклинной дипольной (грибовидной) структуры, способной распространяться со скоростью порядка 1-2 м/с на расстояния превышающие 500 км.

5. На основе еженедельных спутниковых данных о поле ТПО за 1982-1992 гг. районов северо-западной Африки и Португалии, и юго-западной Африки, исследована пространственно-временная (сезонная и межгодовая) и термическая изменчивость соответствующих апвеллинговых зон, выявлены региональные особенности проявления апвеллинга, локальньк ячеек апвеллинга, поперечных струй и определена их роль в сезонной и даже климатической изменчивости. Показано, что межгодовые тренды ТПО севере- и юго-восточной Атлантики существенно различаются.

6. Прибрежные апвеллинги в совокупности с апвеллинговыми 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.

7. На основе ежедневных спутниковых и метеорологических данных исследована структура и динамика Анголо-Бенгельской фронтальной зоны (северная граница Бенгельского апвеллинга) и Южно-атлантического антициклона. Установлено, что короткопериодные (5 дней) пульсации положения АБФЗ в общем случае обусловлены аналогичными пульсациями по времени, но на порядок большими по амплитуде пульсациями положения центра ЮЛА, причем ключевым параметром в воздействии на АБФЗ является именно градиент атмосферного давления между ЮАА и АБФЗ. Реакция АБФЗ имеет задержку в одни сутки.

БЛАГОДАРНОСТИ

В 1979 году еще студентом МФТИ мне посчастливилось попасть в Лабораторию экспериментальной физики океана Отдела экспериментальной и космической океанологии для выполнения преддипломных работ. Отделом и Лабораторией руководил выдающийся океанолог и замечательный человек, профессор Константин Николаевич Федоров, который на протяжении 10 лет был моим учителем, оказал большое влияние на формирование моих научных интересов, стиля работы и мое становление как специалиста. Именно он заинтересовал меня методом лабораторного моделирования, дистанционными методами наблюдения океана из космоса и анализом данных натурных наблюдений. Я также выражаю ему особую признательность за выведение тогда еще молодого специалиста на "международную арену", что к сегодняшнему дню вылилось в обширное научное сотрудничество со многими научными организациями и специалистами из десятка стран, и уровню Межправительственных соглашений.

Отдельную благодарность хотелось бы высказать покойному Александру Михайловичу Павлову, инженеру-конструктору нашей Лаборатории, благодаря таланту которого были сделаны вращающиеся лабораторные установки, на которых мной были получены результаты, вошедшие как в кандидатскзто, так и докторскую диссертацию.

Диссертационная работа фактически началась с изучения внутритермоклинных вихрей на Канарском апвеллинге в 1984 г., статью о которых мы написали совместно с В.Б.Родионовым. Начавшееся тогда назлное сотрудничество вылилось в книгу об океанических фронтах Норвежского, Гренландского и Баренцева морей, опубликованную в 1998 г., тематика которой осталась за рамками диссертационной работы.

С 1987 г. началось плодотворное сотрудничество со специалистами из АтлантНИРО (г. Калининград) В.Г.Колесниковым, Ю.В.Степановым, Г.А.Редькиным, П.П.Чернышковым и П.А.Букатиным, в настоящее время возглавляющим Лабораторию рыбных ресурсов. Всем им я благодарен за многочисленные консультации по океанографии, гидродинамике и биоресурсам района Канарского и Бенгельского апвеллинга, обсуждение результатов исследований, поиск архивных материалов и предоставление гидрологических данных. Большую помощь в моей работе над системой поперечных струй Канарского апвеллинга оказали сотрудники Сектора космических исследований АтлантНИРО.

Особую признательность мне хотелось бы высказать профессорам Льежского Универсрггета (Бельгия) Ж.Ниулю и С.Джениди за многолетнее плодотворное сотрудничество, начавшееся в 1988 г. и в настоящее время развивающееся уже по нескольким направлениям, включая проекты, выполняемые по Межправительственным соглашениям между Россией и Бельгией. Во многом благодаря их инициативе и финансовой поддержке продолжает развиваться сотрудничество между российскими и зарубежными океанографическими институтами.

Детальные исследования Бенгельского апвеллинга стали возможными благодаря неоценимой помощи профессора Кейптаунского Университета Й.Лутьехармса и Центра Российских исследований Университета, позволивших автору в ноябре-декабре 1996 г. участвовать в двух международных симпозиумах в ЮАР, провести совместные работы в

Отделе океанографии и собрать необходимый материал для дальнейших исследований. Эта работа была продолжена в январе-феврале 1997 г. в Институте исследования Балтийского моря в г. Варнемюнде (Германия) благодаря любезному приглашению его директора, профессора Г.Хемпеля.

Кроме перечисленных выше лиц, автор сердечно благодарен всем нижеперечисленным коллегам и соавторам за плодотворную работу над проектами, экспериментами и публикациями: И.М.Белкину, А.В.Березуцкому, Г.Г.Бубнову, А.И.Гинзбург, В.А.Гриценко, С.Н. Дикареву, М.Ю.Енгалычеву, П.О.Завьялову, С.Г.Пояркову, А.В.Семенову, Д.М.Соловьеву, СВ. Станичному, Г.И.Шапиро, Н.А.Шеремету.

Выполнение отдельных работ, представленных в диссертации, на протяжении последних восьми лет было бы затруднительно, а в некоторых случаях невозможно без финансовой поддержки, оказанной автору как руководителю или основному исполнителю ряда осуществленных и идущих научных проектов, со стороны (в хронологическом порядке): Международного Научного Фонда (Фонд Сороса), Российского Фонда Фундаментальных Исследований, программы ШТАБ, Миннауки России, программы ¡N00-Сореш1е^, МИДа России, Генерального комиссариата по международным связям французского сообщества Бельгии (СОШ), Департамента науки, техники и культуры премьер-министра Бельгии (ББТС). Важную роль в поддержании проведенньос исследований и одновременно в укреплении международного сотрудничества сыграл Международный научно-технический проект "Апвеллинг" Миннауки России, который автор возглавляет с 1995 года.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Несмотря на то, что прибрежные апвеллинговые зоны, занимают ничтожнзто часть поверхности Мирового океана, именно эти зоны являются районами повышенной физической энергии и биологической активности, в которых происходят взаимодействия и обмен с открытым океаном. Они характеризуются различными гидродинамическими режимами, связанными с ветровым напряжением трения на поверхности океана, эффектами плавучести, потоками вещества на границах, взаимодействием океана с атмосферой, донной топографией и т.д. Эти районы эффективно взаимодействуют с окружающим глубоким океаном путем обмена через апвеллинговый фронт и кромку шельфа, который включает перенос тепла, массы, импульса, завихренности, взвешенного вещества, химических и биологических компонентов, и загрязнения.

В связи с большим промысловым значением апвеллинговых зон с конца 60-х годов проводятся комплексные гидрофизические, гидрохимические и гидробиологические исследования различных прибрежных апвеллингов Мирового океана, которые выявили особенности генеральной циркуляции и распределения водных масс, основные пространственно-временные и термохалинные характеристики апвеллинговых зон, их региональные особенности. За эти годы был достигнут существенный прогресс в понимании функционирования апвеллинговой зоны как крупномасштабной физической и биологической системы, однако основные физические механизмы, обусловливающие изменчивость мезомасштабной структуры апвеллинговой зоны, вргхреобразования, динамику апвеллингового фронта, течений, апвеллинговых поперечных струй и ячеек локального апвеллинга пока еще плохо исследованы. Именно решению этих вопросов посвящена данная работа.

Поскольку многие мезомасштабные структуры (струи, вихри, пятна апвеллинговых вод) возникают в различных местах апвеллинга спорадически и существуют (проявляются на поверхности океана) всего несколько дней, то эти обстоятельства осложняют проведение экспедиционных работ с целью изучения этих явлений контактными методами. Поэтому, несмотря на известные недостатки, в данном случае наиболее эффективными являются дистанционные (спутниковые) методы исследования, позволяющие на обширной акватории ежедневно следить за возникновением мезомасштабных структур, получать их пространственно-временные характеристики и изучать их изменчивость, что и было продемонстрировано в этой работе. В проведенном исследовании использовался комплексный подход, который включал 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 (СТД-зондирования), данных допплеровского измерителя скорости течений АВСР. 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 выявили многообразие форм и компактных упаковок результирзтощих грибовидных течений. Они были дополнены численными экспериментами по моделированию апвеллинговых поперечных струй в широком диапазоне характерных определяющих параметров.

Несмотря на то, что прибрежные апвеллинговые зоны в различных районах Мирового океана обусловлены устойчивыми системами ветров, дующими вдоль берегов, и этим определяются многие схожие закономерности, они имеют и существенные различия в термохалинной структуре, виде береговой линии, особенностях топографии дна, длине зоны, периодичности возникновения, сезонной изменчивости характеристик, с которыми связаны и различные структурообразующие процессы, присутствующие в зонах. Поэтому, для выяснения полноты картины были исследованы прибрежные апвеллинги северо- и юго-западной Африки, Сицилии и северо-западной части Черного моря.

Например, из-за того, что апвеллинговая зона северо-западной Африки и Португалии в два раза длиннее апвеллинговой зоны юго-западной Африки, а Азорский и Южноатлантический антициклон (ЮАА) имеют примерно один и тот же масштаб, то при существующей их сопряженности и сезонном ходе, сезонная изменчивость интенсивности апвеллинга в северо-восточной Атлантике выражена ярче, чем в юго-восточной (см. Рис.1.6.4 и 2.5.4). Это объясняется также и меньшим сезонным ходом ЮАА. Кроме того. особенности ориентации береговой линии в районе Гибралтарского пролива приводят к разбиению единой апвеллинговой зоны фактически на две части, северная из которых существует только в июле-октябре.

Сицилийский апвеллинг и апвеллинг северо-западной части Черного моря имеют пространственные масштабы существенно меньшие, чем масштаб атмосферного воздействия, поэтому при относительном постоянстве направления Мистраля, апвеллинг у южного берега Сицилии наблюдается круглогодично, и меняется только его интенсивность. В северо-западной части Черного моря конфигурация береговой линии такова, что ее ориентация меняется на 180°, поэтому фактически нет такого места, где бы постоянно наблюдался благоприятный по направлению ветер. Вследствие этого, как показали наши исследования, апвеллинг возникает у различных зЛастков побережья, при этом он может возникать и повсеместно, что указывает на одновременное существование и чистого сгона, и классического экмановского апвеллинга.

В связи с этим можно провести следующую классификацию исследованных апвеллингов: апвеллинг северо-западной части Черного моря носит перемежающийся характер. Сицилийский - стационарный, а апвеллинги северо- и юго-западной Африки -квазистационарный.

Сезонная изменчивость термохалинной структуры вод также существенно отличается в апвеллинговых зонах Атлантического океана с одной стороны и Сицилийского апвеллинга и апвеллинга северо-западной части Черного моря с другой. Заглубление термоклина и гомогенизация верхнего слоя в последних двух случаях приводит к исчезновению контрастов температуры на поверхности моря и к уменьшению видимьк признаков апвеллинга, а в наиболее холодный сезон даже к их полному исчезновению, что, естественно, не означает его отсутствие.

Что касается короткопериодной изменчивости апвеллинга, то из-за большой протяженности зон и инерции течений даже при кратковременном прекращении ветра в любой точке апвеллинговой зоны северо- и юго-западной Африки меняется только интенсивность апвеллинга, но апвеллинг присутствует всегда (речь не идет о сезонном ходе), в отличие от Сицилийского апвеллинга и апвеллинга северо-западной части Черного моря, где прекращение благоприятного ветра приводит к прекращению апвеллинга. В последнем случае из-за неглубокого термоклина и мелководья апвеллинг возникает гораздо быстрее, чем через сутки.

Различные типы топографии дна в этих районах тоже имеют важное значение для существования тех или иных процессов. И если для генерации апвеллинговых струй ни особенности топографии дна, ни вид береговой линии не имеют определяющего значенрм, то для образования внутритермоклинньк линз эти различия оказываются существенными. Механизм образования ВТВ апвеллингового происхождения в результате сползания с шельфа придонных перемешанных линз был подробно рассмотрен на примере Канарского апвеллинга. Можно ожидать, что и в Бенгельском апвеллинге происходят аналогичные процессы. Однако, в Сицилийском апвеллинге и в апвеллинге северо-западной части Черного моря этот процесс, по-видимому, отсутствует, потому что к югу от Сицилии расположены две обширные мелководные банки фактически конусообразной формы, и отекание перемешанных вод происходит без концентрации плотностных течений в каньонах, что было наглядно продемонстрировано в лабораторном эксперименте (Зацепин, Костяной, Семенов, 1996). В северо-западной части Черного моря наблюдается аналогичная ситуация, поскольку вся северо-западная часть Черного моря представляет собой мелководный шельф, пространственные размеры которого на порядок превосходят ширину апвеллинговой зоны.

Обнаруженные нами антициклонические ВТВ апвеллингового происхождения позволили выявить не только новый механизм и новые районы генерации ВТВ в Мировом океане, но и продемонстрировать эффект вторичного апвеллинга, возникающего в центре антициклонических ВТВ, уже за пределами апвеллинговой зоны.

К.Н.Федоров и А.И.Гинзбург в своей монографии "Приповерхностный слой океана" (1988) собрали и проанализировали всю имеющзтося к середине 80-х годов информацию о физической природе, структуре и динамике апвеллинговых поперечных струй. Последующие исследования позволили решить многие парадоксы и вопросы, связанные со струями. В диссертационной работе удалось значительно продвинуться в понимании причин "видимости", а точнее, степени проявления струй на поверхности океана, объяснить трехмернзто структуру и динамику струй, показать наличие горизонтальных скоростей в струях порядка 1-2 м/с и количественно оценить роль этих струй в трансфронтальном водообмене. Тем самым, представлена новая современная концепция апвеллинговых поперечных струй, основанная на анализе большого количества спутниковых наблюдений, гидрологическргх данных, лабораторного и численного моделирования.

Совместный анализ данных о струях и об апвеллинговой зоне позволил выявить четкую взаимосвязь сезонной изменчивости положения максимума интенсивности апвеллинга и положения (наблюдения) апвеллинговых струй. Исследование различных апвеллинговых районов позволило сравнить характеристики струй, а в Сицилийском апвеллинге и северо-западной части Черного моря выявить струи впервые.

Из всего многообразия нерешенных проблем, связанных с апвеллинговыми струями, описанных в (Федоров, Гинзбург, 1988), на сегодняшний день осталось фактически две. Первая и наиболее сложная связана с механизмами генерации струй, которые так до конца и не изучены. Сложность этого вопроса заключается в том, что сегодня даже наиболее продвинутые идеи, связанные с наличием резкого сдвига ветрового воздействия и с локальным возвышением зфовня свободной поверхности, черезвычайно сложно проверить. Дело в том, что пока отсутствуют синхронные наблюдения струй и поля приводного ветра с разрешением порядка 1-5 км из-за ограниченного доступа к таким спутниковым данным. Измеряемое со спутников возвышение свободной поверхности с разрешением порядка 1 см в настоящее время могло бы существенно помочь в разрешении этой задачи, однако на этом пути пока стоят технические проблемы, связанные с наличием большой погрешности в измерениях именно в прибрежных зонах океана.

Вторая взаимосвязанная проблема относится к выяснению реальной трехмерной формы и структуры апвеллинговых струй. С середины 80-х годов известно, что грибовидные течения, представляющие собой комбинацию узкой струи с парой вихрей противоположного знака на конце, являются чрезвычайно распространенной универсальной формой нестационарных горизонтальных движений приповерхностных вод океана (Федоров, Гинзбург, 1988). Эта универсальность подтверждается и в проведенных нами исследованиях апвеллинговых струй. Полученные результаты говорят в пользу того, что. по-видимому, апвеллинговые поперечные струи, лишь частично видимые на поверхности океана, имеют ту же физическую природу, поскольку генерируются определенным типом локального ветрового воздействия, и, соответственно, имеют грибовиднзщ) форму, но уже в подповерхностном слое океана. Именно поэтому по аналогии с подповерхностными внутритермоклинными вихрями, их можно назвать внутритермоклинными грибовидными течениями. Этот результат имеет чрезвычайно важное значение, поскольку реальная длина струи может оказаться вдвое больше наблюдаемой на поверхности океана, и кроме того, наличие дипольной структуры на конце струи в корне меняет представление о форме апвеллинговых струй, а значит и о их влиянии на окружающие воды.

Важная роль апвеллинговых струй в трансфронтальном водообмене впервые была количественно оценена в данной работе для различных апвеллинговых районов. Для этого было введено два новых параметра - скорость трансфронтального водообмена и проницаемость фронта. Оказалось, что расход вод в типичных струях составляет порядка 1-2 Св., что соответствует расходу средиземноморских вод через Гибралтарский пролив. Общий вклад системы поперечных струй в водообмен между апвеллинговой зоной и открытым океаном таков, что до 50% апвеллинговых вод выносится апвеллинговыми струями за пределы апвеллингового фронта. В Сицилийском апвеллинге эта величина, по-видимому, достигает 100%, поскольку зона имеет фиксированные границы и небольшую протяженность. В этой связи интересно отметить, что гипотетическое отсутствие апвеллинговых струй привело бы к расширению апвеллинговой зоны вдвое или к ускорению вдольфронтального течения, а скорее всего, к их комбинированному эффекту.

Проведенное в работе исследование сезонной и межгодовой изменчивости поля ТПО в апвеллинговых зонах северо- и юго-западной Африки на основе регулярного ряда еженедельных спутниковых данных за 1982-1992 гг. показало, что апвеллинговые струи настолько часто встречаются в определенных районах апвеллинговой зоны, что они, так же, как и локальные ячейки апвеллинга, являются причиной локальных холодных аномалий внутри апвеллинговых зон на средних многолетнрк картах ТПО. Таким образом, они вносят вполне значимый сигнал и на уровне климатической изменчивости.

Поскольку струи осуществляют значительный перенос относительно холодных и богатых биогенными элементами апвеллинговых вод в сторону открытого океана, то они, очевидно, влияют на биопродуктивность этих районов, находящихся на значительном расстоянии за пределами апвеллинговой зоны. Повышению биопродуктивности этих районов должна способствовать и наблюдаемая концентрация струй в тех или иных местах апвеллинговой зоны. Вполне вероятно, что некоторые из этих районов могут оказаться за пределами экономических зон прибрежных государств, что имеет важное экономическое значение для добывающего флота.

Значительный расход вод в струях подразумевает и вынос взвешенного вещества с шельфа за пределы апвеллингового фронта. Вследствие этого апвеллинговые струи должны существенным образом влиять на седиментацию в склоновой области, а так как существует концентрация струй, то должна наблюдаться и пространственная неоднородность в осадконакоплении с периодически повторяющимися максимумами вдоль апвеллинговой зоны. По-видимому, это легко установить по определенным видам фораминифер, характерным для апвеллинговых зон. Для этого вместо стандартных геологических разрезов, направленньпс поперек шельфа, необходимо поменять стратегию и провести их параллельно берегу через районы концентрации струй.

Важные результаты были получены при исследовании короткопериодной изменчивости Анголо-Бенгельской фронтальной зоны (АБФЗ), обусловленной соответствующим воздействием Южно-атлантического антициклона (ЮЛА). Оказалось, что именно градиент атмосферного давления между центром ЮЛА и АБФЗ является ключевым параметром, определяющим положение границ АБФЗ. Этот результат может оказаться весьма полезным при составлении краткосрочных прогнозов промысловой обстановки в северной части Бенгельского апвеллинга.

Наконец, в результате проведенного исследования Сицилийского апвеллинга попутно был обнаружен ранее неизвестный новый район формирования промежуточных вод в Средиземном море за счет зимней конвекции на шельфе. В будущих исследованиях необходимо обратить на это внимание, выявить термохалинные характеристики этих вод и проследить их перенос.

Непосредственное отношение к теме диссертации имеют работы по численному моделированию трехмерной структуры и динамики района мыса Кап-Блан - зоны наиболее интенсивного и постоянного апвеллинга северо-западной Африки (Elmoussaoui, Djenidi, Kostianoy, Beckers, 1996; Elmoussaoui, Djenidi, Kostianoy, Beckers, Nihoul, 1999; Djenidi, Elmoussaoui, Kostianoy, 1999). Для моделирования использовалась всемирно известная численная гидродинамическая модель Льежского Университета (3D GHER Model), успешно применявшаяся ранее к многим районам Мирового океана (Северное море, Берингово море. Средиземное море. Черное море). Способность модели исследовать гидродинамику и перенос свойств морской воды в стратифицированной среде связана с ее основными характеристиками. Это полностью трехмерная (многослойная), нестационарная, нелинейная, бароклинная модель со свободной поверхностью, основанная на примитивных уравнениях, с одной или двумя схемами уравнения замыкания турбулентности, основными переменными которой являются: три компоненты вектора скорости, плавучесть (или температура и соленость), давление (или возвышение свободной поверхности), кинетическая энергия турбулентности и скорость диссипации энергии. Другими характеристиками модели являются: (1) двойная трансформация по вертикали поля плотности, приводящая к суперпозиции двух трехмерных моделей - одной для верхнего слоя, ограниченного глубиной кромки континентального шельфа, и второй - для нижележащих слоев; (2) специальная техника, основанная на раздельном расчете баротропной и бароклинной компоненты потока. Свободная поверхность и схема замыкания турбулентности позволяет простым образом задавать условия на границе раздела вода-воздух, а именно, непрерывность потоков импульса и тепла. Модель может быть использована как для исследования океанических процессов, так и для воспроизведения функционирования всей гидрофизической системы в целом, включающей реальные берега, батиметрию, наблюдаемые граничные и начальные условия, воздействие атмосферы и т.д. На выходе гидродинамическая модель дает распределение полей горизонтальных и вертикальных скоростей течений, температуры, солености и коэффициента вихревой диффузии, которые использзтотся для интерпретации и диагноза физических, биогеохимических и экологических процессов.

Полученные результаты важны, поскольку представляют собой первый опьгг численного моделирования наиболее интересного района Канарского апвеллинга, однако, автор диссертации не счел необходимым приводить эти результаты, поскольку: (1) они в большей степени касаются особенностей трехмерной термохалинной структуры вод апвеллинговой зоны, а не различных мезомасштабных структур и связанных с ними процессов, на что и направлена диссертационная работа, и (2) несмотря на то, что автор принимал непосредственное участие в постановке задачи для моделирования, обеспечении данных и анализе получаемых результатов, над созданием самой модели, ее усовершенствованием, адаптацией к району Канарского апвеллинга, тестированием и моделированием занимался большой авторский коллектив высококлассных специалистов Льежского Университета во главе с профессором Ж.Ниулем.

Библиография Диссертация по географии, доктора физико-математических наук, Костяной, Андрей Геннадьевич, Москва

1. Список состоит из 42 статей, приведенных ниже. В него не вошло 54 опубликованных тезисов докладов, представленных на всесоюзных, российских и зарубежных конференциях в 1984-2000 гг.

2. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Теоретическое и лабораторное моделирование мезомасштабных антициклонических океанских вихрей. Морской гидрофизический журнал. 1985. N5. С. 14-21.

3. Белкин И.М., Емельянов М.В., Костяной А.Г., Федоров К.Н. Термохалинная структурапромежуточных вод океана и внутритермоклинные вихри. В сб.: "Внутритермоклинные вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН СССР. 1986. С.8-34.

4. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Зоны прибрежного апвеллинга источник формированиявнутритермоклинньЕх вихрей. В сб.: "Внутритермоклинные вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН СССР. 1986. С.50-55.

5. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Эволюция бароклинного внкря в вязкой вращающейсяжидкости (теория и лабораторный эксперимент).- В сб.: "Внутритермоклинные вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН СССР. 1986. С. 120-130.

6. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Эволюция и структура внутритермоклинного вихря. Физикаатмосферы и океана. 1986. Т. 22. N 10. С. 1098-1105.

7. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Об образовании внутритермоклинных вихрей на Канарскомапвеллинге.- Океанология. 1986. Т. 26. N6. С.892-895.

8. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Об одном механизме образования холодных поверхностныхпятен на Канарском апвеллинге. В сб.: Проблемы современной океанологии. М.: ИОАН СССР. 1987. С. 23-24.

9. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Павлов А.М., Федоров КН. Грибовидные течениявихревые диполи) в условиях вращения и стратификации. ДАН СССР. 1987. Т.292. N 4. С.971-974.

10. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Павлов А.М., Федоров К.Н. Лабораторное воспроизведение грибовидных течений (вихревых диполей) в условиях вращения и стратификации. Физика атмосферы и океана. 1987. Т. 23. N 2. С. 170-178.

11. Костяной А.Г. Лабораторное моделирование внутритермоклинньк вихрей и медленных плотностных течений. Диссертация на соиск. уч. степ. канд. физ.-мат. наук. М.: ИОАН СССР. 1987. 117 С.

12. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. О прогнозе траекторий вихревых линз в океане. ДАН СССР. 1989. Т.309. N5. С.1219-1222.

13. Енгалычев М.Ю., Зацепин А.Г., Костяной АГ. Лабораторное исследование вихревой линзы в линейно-стратифицированной вращающейся жидкости. Физика атмосферы и океана. 1990. N 5. С.534-539.

14. Костяной А.Г., Редькин Г.А., Степанов Ю.В. Мезомасштабная изменчивость гидрофизических полей Канарского апвеллинга по данным судовых и спутниковых наблюдений. Океанология. 1990. Т.ЗО. N 5. С.744-749.

15. Kostianoy A.G., Stepanov Yu.V. Mesoscale variability of hydrophysical fields generated by the Canary current upwelling fi-om the navigational and satellite observation data. Proc. XXIII ICES Session. Copenhagen. 1990. N C3. 15 PP.

16. Костяной А.Г., Степанов Ю.В. Мезомасштабные подповерхностные вихри у северозападного побережья Африки. В сб.: "Фронты и вихри северо-восточной Атлантики". М.: ИОАНСССР. 1991. С. 187-200.

17. Костяной А.Г. Пятнистая структура поверхности океана в районе Канарского апвеллинга. В сб.: "Фронты и вихри северо-восточной Атлантики". М.: ИОАН СССР. 1991. С.181-186.

18. Костяной А.Г. Система поперечных струй Канарского апвеллинга.- Исследование Земли из космоса. 1991. N 5. С.78-86.

19. Kostianoy A.G., Stepanov Yu.V. Mesoscale eddies in the Canary upwelling region. Proc. IX Session COP ACE Working Group. Lagos. 1991. 15 PP.

20. Березуцкий A.B., Костяной А.Г., Максимов С.Э., Скляров В.Е. Трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых поперечных струях. ДАН СССР. 1991. Т. 321. N 5. С. 1095-1098.

21. Федоров К.Н., Гинзбург А.И., Костяной А.Г. Генерация и эволюция вихревых диполей в лабораторных условиях. В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 21-26.

22. Белкин И.М., Костяной А.Г. Внутритермоклинные вихри в Мировом океане и их региональные особенности. В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 112-127.

23. Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Лабораторные исследования неустойчивости бароклинных вихрей и фронтов. В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 163-177.

24. Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Об интенсивности трансфронтального водообмена в океане.- Доклады РАН. 1992. Т. 323. N 5. С.949-952.

25. Zatsepin A.G., Kostianoy A.G. Fronts in the Ocean: barriers or mixing zones? Proc. CREAMS'94 Int. Symp., Fukuoka, Japan, Jan.24- 26, 1994. P. 18-21.

26. Костяной А.Г., Бубнов Г.Г. Исследование поперечных струй Бенгельского апвеллинга по спутниковым данным.- Исследование Земли из космоса. 1995. N 4. С.67-75.

27. Kostianoy A.G., Zatsepin A.G. The West African coastal upweUing filaments and cross-frontal water exchange conditioned by them. J. Mar. Systems. 1996. V. 7. N 2-4. P.349-359.

28. Костяной А.Г. Применение спутниковых данных для анализа фронтов юго-восточной Атлантики (на примере Анголо-Бенгельской фронтальной зоны).- Исследование Земли из космоса. 1996. N 4. С.77-86.

29. Kostianoy A.G. Investigation of the Sicilian upweUing on the base of satellite data.- Technical Report, Stazione Oceanógrafica CNR, La Spezia, Italy. November 1996. 99 pp.

30. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Соловьев Д.М., Станичный СВ. Прибрежный апвеллинг в северо-западной части Черного моря. Исследование Земли из космоса. 1997. N б. С.61-72.

31. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Соловьев Д.М., Станичный СВ. Циклонические вихри апвеллингового происхождения у юго-западной оконечности Крыма. Исследование Земли из космоса. 1998. N 3. С.83-88.

32. Бубнов Г.Г., Костяной А.Г. Исследование локальных ячеек Бенгельского апвеллинга по спутниковым данным.- Исследование Земли из космоса. 1998. N5. С.47-54.

33. Kostianoy A.G., Lutjeharms J.R.E. Atmospheric effects in the Angola-Benguela frontal zone J. Geophys. Res. 1999. V. 104. N C9. P. 20,963-20,970.

34. Kostianoy A.G., Astraldi M., Gasparini G.P., Vignudelli S. Variability of the Sicilian upweUing.-In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov International Memorial Symposium), IOC Workshop Report Series. N 159. UNESCO. 1999. P.279-285

35. Gritsenko V.A., Kostianoy A.G. On numerical modeUing of upweUing filaments.- In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov International Memorial Symposium), IOC Workshop Report Series. N 159. UNESCO. 1999. P. 198-205.

36. Elmoussaoui A., Djenidi S., Kostianoy A.G., Beckers J.M., Nihoul J.C.J. Circulation and boundary processes off' Northwest Africa.In "Oceanic Fronts and Related Phenomena"

37. Konstantin Fedorov International Memorial Symposium), IOC Workshop Report Series. N 159. UNESCO. 1999. P. 118-125.

38. Djenidi S., Elmoussaoui A., Kostianoy A. Effets topographiques sur un upwelling cotier.-Annales de l'Institut Océanographique. 1999.

39. Амаров Г.Л., Макаров С.С. Зарубежный опыт использования спутниковой информации в промысловой океанологии. Обзорная инф. ЦНИИТЭИРХ. М. 1987. Вьш.2. 66 С.

40. Белкин И.М., Емельянов М.В., Костяной А.Г., Федоров К.Н. Термохалинная структура промежуточных вод океана и внутритермоклинные вихри.- В сб: Внутритермоклинные вихри в океане. ИОАН СССР. 1986. С.8-34.

41. Белкин И.М., Костяной А.Г. Линзы средиземноморских вод в Северной Атлантике. В кн.: Гидрофизические исследования по программе "Мезополигон". М.: Наука. 1988. С. 110123.

42. Белкин И.М., Костяной А.Г. Внутритермоклинные вихри в Мировом океане и их региональные особенности. В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 112-127.

43. Березуцкий A.B., Костяной А.Г., Максимов С.Э., Скляров В.Е. Трехмерная структура поля скорости в апвеллинговых поперечных струях. ДАН СССР. 1991. Т.321. N 5. С.1095-1098.

44. Березуцкий A.B., Максимов С.Э., Островский А.Г. К динамике струй в Канарском апвеллинге.- В кн.: Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений. М., Наука. 1992. С. 155-163.

45. Богатко О.Н., Богуславский С.Г., Беляков Ю.М., Иванов Р.И. Поверхностные течения Черного моря. Комплексные исследования Черного моря. Севастополь. МГИ АН УССР. 1979. С.26-33.

46. Богданова А.К., Кропачев Л.Н. Сгонно-нагонная циркуляция и ее роль в гидрологическом режиме Черного моря. Метеорология и гидрология. 1959. N4. С.26-32.

47. Большаков B.C. Гидрологический очерк. В кн.: Биология северо-западной части Черного моря. Киев: Наукова Думка, 1967. С. 14-32.

48. Бубнов Г.Г., Костяной А.Г. Исследование локальных ячеек Бенгельского апвеллинга по спутниковым данным. Исследование Земли из космоса. 1998. N5. С.47-54.

49. Букатин П.А. Ихтиофауна района мыс Кап-Блан мыс Тимирис и ее промысловое использование.- Диссертация на соиск. уч. степ. канд. биолог, наук. Калининград, АтлантНИРО. 1997. 195 с.

50. Виноградов М.Е., Шушкина Э.А. Функционирование планктонных сообществ эпипелагиали океана. М.: Наука. 1987. 240 С.

51. Войтов В.И., Журбас В.М. Комплексные исследования Канарского апвеллинга.- Физические и океанологические исследования в Тропической Атлантике. М.: Наука. 1986. С. 112-128.

52. Воропаев СИ. Теория автомодельного развития струи в однородной по плотности жидкости. Изв. АН. СССР. Ф АО. 1985. Т.21. С.1290-1294.

53. Воропаев СИ. Грибовидные течения: лабораторный эксперимент, теория, численный счет. -В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 177-189.

54. Воропаев СИ., Филиппов И.А. Развитие горизонтальной струи в однородной по плотности и в стратифицированной жидкостях. Лабораторный эксперимент. Изв. АН. СССР. ФАО. 1985. Т.21. N9. С.964-972.

55. Гидрологические и гидрохимические исследования Средиземного и Черного морей. Я.П.Маловицкий, И.М.Овчинников (ред.), М.: НО АН СССР. 1979. 169 С.

56. Гинзбург А.И. Процессы горизонтального обмена в приповерхностном слое Черного моря. -Исследование Земли из космоса. 1994. N2. С.75-83.

57. Гинзбург А.И. О нестационарных струйных течениях в юго-западной части Черного моря. -Исследование Земли из космоса. 1995. N4. С. 10-16.

58. Гинзбург А.И,, Костяной А.Г., Павлов А.М., Федоров К.Н. Лабораторное воспроизведение грибовидных течений (вихревых диполей) в условиях вращения и стратификации.-Физика атмосферы и океана. 1987а. Т.23. N2. С. 170-178.

59. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Павлов А.М., Федоров К.Н. Грибовидные течения (вихревые диполи) в условиях вращения и стратификации. ДАН СССР. 19876. Т.292. N 4. С.971-974.

60. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Соловьев Д.М., Станичный СВ. Эволюция антициклонических вихрей в северо-западной части Черного моря. Исследование Земли из космоса. 1996. N4. С.67-76.

61. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Соловьев Д.М., Станичный СВ. Прибрежный апвеллинг в северо-западной части Черного моря. Исследование Земли из космоса. 1997. N 6. С.61-72.

62. Гинзбург А.И., Костяной А.Г., Соловьев Д.М., Станичный СВ. Циклонические вихри апвеллингового происхождения у юго-западной оконечности Крыма. Исследование Земли из космоса. 1998. N 3. С.83-88.

63. Гинзбург А.И., Федоров К.Н. Грибовидные течения в океане (по данным анализа спутниковых изображений).- Исследование Земли из космоса. 1984а. N 3. С. 18-26.

64. Гинзбург А.И., Федоров К.Н. Некоторые закономерности развития грибовидных течений в океане, выявленные путем анализа спутниковых изображений.- Исследование Земли из космоса. 19846. N 6. С.3-13.

65. Гинзбург А.И., Федоров К.Н. Системы поперечных струй в прибрежных апвеллингах: спутниковая информация и физические гипотезы.- Исследование Земли из космоса. 1985. N5. С.3-10.

66. Гриценко В.А. Исследование динамики и внутренней структуры придонных гравитационных течений. Диссертация на соискание доктора физ.-мат. наук. М.: ИОРАН. 1999.

67. Гриценко В.А, Завьялов П.О., Костяной АГ. О взаимодействии речного стока и вдольберегового течения. Физическая экология. 1999. N4. С.62-68.

68. Гришин Г. А. Спутниковые и судовые наблюдения гидрологических фронтов Черного и Средиземного морей. Исследование Земли из космоса. 1993. N5. С.76-88.

69. Гришин Г.А., Субботин A.A. Исследование вихревого диполя в Черном море по данным ИСЗ и судовых измерений. Исследование Земли из космоса. 1992. N5. С.56-64.

70. Енгалычев М.Ю., Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Лабораторное исследование вихревой линзы в линейно-стратифицированной вращающейся жидкости. Физика атмосферы и океана. 1990. N5. С.534-539.

71. ЗалогинБ. С, Косарев АН. Моря. М.: Мысль. 1999. 400 С.

72. Зацепин А.Г. О фронтальной структуре вод и мезомасштабных неоднородностях поля температуры в районе Канарского апвеллинга.- В сб.: "Фронты и вихри северовосточной Атлантики". М.: ИОАН. 1991. С.171-180.

73. Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Лабораторные исследования неустойчивости бароклинных вихрей и фронтов. В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992а. С. 163-177,

74. Зацепин А.Г., Костяной А.Г. Об интенсивности трансфронтального водообмена в океане.-ДАН СССР. 19926. Т.323. N 5. С.949-952.

75. Зацепин А.Г., Костяной А.Г., Семенов A.B. Осесимметричное плотностное течение на наклонном дне во вращающейся жидкости. Океанология. 1996. Т.36. N 3. С.339-346.

76. Казьмин A.C., Федоров К.Н. Бенгельский апвеллинг: краткое введение в физическую океанографию с приложением к дистанционному зондированию.- В сб.: Исследование океана с использованием космической информации. М.: ИОАН СССР. 1990. С.29-40.

77. Каменкович В.М., Кошляков М.Н., Монин A.C. Синоптические вихри в океане. Л.: Гидрометеоиздат. 1987. 510 с.

78. Киселева М.И. Личинки многощетинковых червей Черного моря. Автореферат диссертации. Л.: 1953. 12 С.

79. Косарев АН. Гидрология Каспийского и Аральского морей. М.: МГУ. 1975.

80. Коснырев В.К., Михайлова Э.Н., Станичный СВ. Апвеллинг в Черном море по результатам численных экспериментов и спутниковым данным. Морской гидрофизический журнал. 1996. N5.C.34-46.

81. Костяной А.Г. Лабораторное моделирование внутритермоклинных вихрей и медленных плотностных течений.- Диссертация на соиск. уч. степ. канд. физ.-мат. наук. М.: ИОАН. 1987. 117 С.

82. Костяной А.Г. Пятнистая структура поверхности океана в районе Канарского апвеллинга. -В сб.: "Фронты и вихри северо-восточной Атлантики". М.: ИОАН. 1991а. С.181-186.

83. Костяной А.Г. Система поперечных струй Канарского апвеллинга.- Исследование Земли из космоса. 19916. N 5. С.78-86.

84. Костяной А.Г. Применение спутниковых данных для анализа фронтов юго-восточной Атлантики (на примере Анголо-Бенгельской фронтальной зоны). Исследование Земли из космоса. 1996. N4. С.77-86.

85. Костяной А.Г., Бубнов Г.Г. Исследование поперечных струй Бенгельского апвеллинга по спутниковым данным.- Исследование Земли из космоса. 1995. N 4. С.67-75.

86. Костяной А.Г., Редькин Г.А., Степанов Ю.В. Внутритермоклинные вихри в районе Канарского апвеллинга.- Тезисы докл. Всес. конф. "Комплексное изучение природы Атлантического океана". Калининград. 1989. С.43-44.

87. Костяной А.Г., Редькин Г.А., Степанов Ю.В. Мезомасштабная изменчивость гидрофизических полей Канарского апвеллинга по данным судовых и спутниковых наблюдений. Океанология. 1990. Т.ЗО. N 5. С.744-749.

88. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Об образовании внутритермоклинных вихрей на Канарском апвеллинге.- Океанология. 1986 а. Т.26. N6. С. 892-895.

89. Костяной А.Г., Родионов В.Б. Зоны прибрежного апвеллинга источник формирования внутритермоклинных вихрей.- В сб.: Внутритермоклинные вихри в океане/ Под ред. К.Н.Федорова. М.: ИОАНСССР, 1986 б. С.50-55.

90. Костяной А.Г., Степанов Ю.В. Мезомасштабные подповерхностные вихри у северозападного побережья Африки. В сб.: "Фронты и вихри северо-восточной Атлантики". М.: НО АН. 1991. С. 187-200.

91. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Теоретическое и лабораторное моделирование мезомасштабных антициклонических океанских вихрей.- Морской гидрофизический журнал. 1985. N5. С. 14-21.

92. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Эволюция и структура внутритермоклинного вихря.- Физика атмосферы и океана. 1986 а. Т.22. N 10. С. 1098-1105.

93. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. Эволюция бароклинного вихря в вязкой вращающейся жидкости (теория и лабораторный эксперимент).- В сб.: "Внутритермоклинные вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН, 1986 б. С. 120-130.

94. Костяной А.Г., Шапиро Г.И. О прогнозе траекторий вихревьгх линз в океане. ДАН СССР. 1989. Т.309. N5 . С. 1219-1222.

95. Кружкова Т.е., Стехновский Д.И. О взаимосвязи миграции субтропических антициклонов и внутритропической зоны конвергенции.- Труды Гидрометцентра СССР. 1969. Вып. 41. С. 3-12.

96. Кудерский С.К. Некоторые особенности течений в районе Юго-Западной Африки (17-24°ю.ш.). Труды БалтНИРО. 1962. N 9. С.39-45.

97. Кудерский С.К. Гидрологические условия шельфовых вод у побережья юго-западной Африки и их влияние на распределение и поведение некоторых промысловых рыб. В кн.: Гидрометеорологический справочник вод Западного побережья Африки, Л.: Гидрометеоиздат, 1964.

98. Кудерский С.К. Пространственная и временная изменчивость гидрометеорологических условий шельфовых вод Намибии. Труды АтлантНИРО. 1990. С. 168-212.

99. Кудерский С.К., Строгалев В.Д. Ангольское течение в тропической зоне Юго-Восточной Атлантики. Труды АтлантНИРО. 1973. N 51. С.5-13.

100. Ламб Г. Гидродинамика / Пер. с англ. М.: Гостехиздат. 1947.

101. Лафонд Е.К. Апвеллинг.- В кн.: Океанографическая энциклопедия. Л.: Гидрометеоиздат. 1974. С.20-22.

102. Монин А.С., Озмидов Р.В., Пака В.Т. О гидрофизической мезоструктуре прибрежного апвеллинга.- Доклады АН СССР. 1987. Т.297. N 3. С.706-710.

103. Морошкин К.В., Бубнов В.А., Булатов Р.П. Циркуляция вод в юго-восточной части Атлантического океана. Океанология. 1970. Т. 10. N 1. С.38-47.

104. Овчинников И.М., Плахин Е.А., Москаленко Л.В., Негляд К.В., Осадчий АС, Федосеев А.Ф., Кривошея В.Г., Войтова К.В. Гидрология Средиземного моря. Л.: Гидрометеоиздат. 1976. 375 С.

105. Океанографическая энциклопедия. Л.: Гидрометеоиздат. 1974. 631 С.

106. Родионов В.Б., Костяной А.Г. Океанические фронты морей Северо-Европейского бассейна. Москва: ГЕОС. 1998. 293 с.

107. Седьк К.А. Методические рекомендации к использованию среднемесячных величин экмановского переноса за 1964-1986 годы по районам Центрально-восточной и Юго-восточной Атлантики. Калининград. АтлантНИРО. 1987. 86 С.

108. Сивков В.В. Влияние течений на концентрацию и дисперсию взвешенного вещества (на примере некоторых районов Северной Атлантики). Дисс. на соиск. уч. степ. канд. геол.-мин. наук. АОИОРАН, Калининград. 1994., 157 С.

109. Сорокин Ю.И. Черное море. М.Наука. 1982. 217 С.

110. Строгонов A.A., Виноградов М.Е. Синоптические и сезонные флуктуации экосистемы пелагиали на шельфе северо-западной Африки. В сб.: Биопродуктивность экосистем апвеллингов. М.: ИОАН СССР. 1983. С.169-178.

111. Сутырин Г.Г. О вертикальной структуре внутритермоклинных вихрей.- В сб.: "Внутритермоклинные вихри в океане", под ред. К.Н.Федорова. ИОАН. 1986. С.86-92.

112. Таубер Г.М. Основные особенности поля ветра Центральной Атлантики в связи с крупномасштабными атмосферными процессами.-Труды ГОИН. 1977. Вып. 135. С.4-16.

113. Толмазин Д.М. Сгонные явления в северо-западной части Черного моря. Океанология. 1963. Т.З. N5. С.848-852.

114. Тэрнер Дж. Эффекты плавучести в жидкости. М.:Мир. 1977. 431 с.

115. Федоров К.Н. Надежды и реальности космической океанологии. Исследование Земли из космоса. 1980. N1.

116. Федоров К.Н. Физическая природа и структура океанических фронтов.- Л.: Гидрометеоиздат. 1983. 296 С.

117. Федоров К.Н. В сб.: Структура вод и водные массы. М.: Географическое общество СССР, 1987, с.3-28.

118. Федоров К.Н., Гинзбург А.И. Приповерхностный слой океана.- Л.: Гидрометеоиздат. 1988. 303 С.

119. Федоров К.Н., Гинзбург А.И., Костяной А.Г. Генерация и эволюция вихревьсс диполей в лабораторных условиях. В кн.: "Когерентные структуры и самоорганизация океанических движений". М.: Наука. 1992. С. 21-26.

120. Филиппов Е.А., Колесников Г.И. О происхождении южных составляющих в системе Бенгельского течения. Труды АтлантНИРО. 1971. N 33. С.42-49.

121. Хованский Ю.А. Некоторые особенности динамики шельфовых вод у побережья юго-западной Африки. Труды БалтНИРО. 1962. N 9. С.57-69.

122. Цыбань А.В. Микробиологическая характеристика. В кн.: Биология северо-западной части Черного моря. Киев: Наукова Думка, 1967. С.44-58.

123. Чернышков П.П., Вялов Ю.А. Крупномасштабная изменчивость экосистем апвеллинговых районов Атлантического и восточной части Тихого океанов,- Труды АтлантНИРО. 1996. N1. С.44-53.

124. Чернявский Е.Б. Обзор состояния краткосрочного рыбопромыслового прогнозирования для шельфов Западной Африки. Промысловая океанология. 1971. Вып.З. С.3-18.

125. Чернявский Е.Б. Промыслово-океанографические особенности подъема вод у берегов. -Промысловая океанология и подводная техника. 1972. Вып.2. С. 17-22.

126. Allen J. S., Walstad L.J., Newberger P. A. Dynamic of the Coastal Transition Zone jet. 2. Nonlinear finite amplitude behaviour. J. Geophys. Res. 1991. V 96. N C8. P. 14,995-15,016.

127. Astraldi M., Gasparini G.P. The seasonal characteristics of the circulation in the North Mediterranean basin and their relationship with the atmospheric-climatic conditions.- J. Geoph. Res. 1992. V. 97. N C 6 . P.9531-9540.

128. Astraldi M ., Gasparini G.P., Sparnocchia S., Moretti M ., Sansone E. The characteristics of the water masses and the water transport in the Sicily Strait at long time scales.- Bulletin de l'Institut océanographique. Monaco. 1996. N 17. P.95-115.

129. Atlas "II vento e lo stato del mare lungo le coste Italiane e deirAdriatico", V.2. Institute Idrografico Delia Marina. Geneva. 1980.

130. Barth J. A. Stability of a coastal upwelling front. 1. Model development and a stability theorem.- J. Geophys. Res. 1989 a. V. 94. N C8. P. 10844-10856.

131. Barth J. A. Stability of a coastal upwelling front. 2. Model results and comparison with observations. -J. Geophys. Res. 1989 6. V. 94. N C8.P. 10857-10883.

132. Barth J.A., Brink K.H. Shipboard acoustic doppler profiler velocity observations near Point Conception: Spring 1983.- J. Geophys. Res. 1987. V. 92. N C4. P.3925-3943.

133. Barton E.D. Meanders, eddies and intrusions in the thermohaline front off' Northwest Africa. -Oceanologica Acta. 1987. V. 10. N 3. P.267-283.

134. Barton E.D. Near surface dynamics of coastal upwelling. In: ICES Statutory Meeting 1993. C M . 1993/C:6 Sess.O.

135. Bernstein R.L., Breaker L., Whritner R. California current eddy formation: ship, air, and satellite results.- Science. 1977. V. 195. N4276. P. 353-359.

136. Borzelli G., Ligi R., Cannizzaro G., De Piccoli F., Ricottilli M. Scales and variability of the sea surface temperature over the Channel of Sicily.- J. Geophys. Res. 1996.

137. Boyd A.J., Salat J., Maso M. The seasonal intrusion of relatively saline water on the shelf off northern and central Namibia. S. Afr. J. mar. Sci. 1987. V. 5. P. 107-120.

138. Brink K.H. The near-surface dynamics of coastal upwelling.- Progr. Oceanogr. 1983. V.12. N 3. P.223-257.

139. Brink K.H., Cowles T.J. The Coastal Transition Zone Program. J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 14,637-14,647.

140. Buchan A. Rep. Scient. Res. Voy. "Challenger", Physics and Chemistry. 1895. Part 8. Appendix, 33 pp.

141. Cagle B.J., Whrither R.H. Birth, maturity and decay of large cold eddy.- EOS. 1982. V. 63. N 45. P. 977.

142. Carton J.A., Cao X., Giese B.S., da Silva A.M. Decadal and interannual SST variability in the Tropical Atlantic Ocean. J. Phys. Oceanogr. 1996. V. 26. P. 1165-1175.

143. Cooper L.H.N. Vertical and horisontal movements in the ocean.- In: Oceanography, International Océanographie Congress. N.Y. 1959. AAAS, 1961. P.599-621.

144. Crepon M., Richez C. Transient Upwelling generated by two-dimensional atmospheric forcing and variability in the coastline. J. Phys. Oceanogr. 1982. V.12. N12. P. 1437-1457.

145. Davis R.E. Drifter observations of coastal surface currents during CODE: The method and description view.- J. Geophys. Res. 1985. V. 90. P.4741-4755.

146. Djenidi S., Elmoussaoui A., Kostianoy A. Effets topographiques sur un upwelling cotier.- Annales de l'Institut Océanographique. 1999.

147. Dugan J.P., Mied R.P., Mgnery P.C., Schuetz A.F. Compact, intrathermocline eddies in the Sargasso Sea.- J. Geophys. Res. 1982. V.87. N 1. P.385-393.

148. Ekman V.W. On the influence of the Earth's rotation on ocean currents. Arkiv. f Mat. Astr, och Fysik. 1905. V.2N. 11. P. 1-52.

149. Enfield D.B., Mayer D. A. Tropical Atlantic sea surface temperature variability and its relation to El Nino Southern Oscillation. - J. Geoph. Res. 1997. V. 102. N CI. P. 929-945.

150. Fiuza A. F. G., Sousa F. M. Mesoscale variability in the Portuguese coastal ocean studied with satellite imagery. Annales Geophys. 1992. V. 10. N2. P.208.

151. Flament P.L., Armi L., Washburn L. The evolving structure of an upweUing filament. J. Geophys. Res. 1985. V. 90. P. 11765-11778.

152. Flierl G.R., Stern M.E., Whitehead J.A. The physical significans of modons: laboratory experiments and general integral constrains. Dyn. Atm. Oceans. 1983. V. 7. N4. P.233-263.

153. GarzoU S., Maillard C. Winter circulation in the Sicily and Sardinia Straits region.- Deep-Sea Res. 1979. V. 26A. P.933-954.

154. Gilchrist J.D.F. Observations on the temperature and salinity of the sea around the Cape Peninsula. -Mar. Invest. S. Afi-. 1902. N 1. 181-216.

155. Ginzburg A.I., Kostianoy A. G., Soloviev D. M., Stanichny S.V. Remotely sensed coastal-deep basin water exchange processes in the Black Sea.- In: Satellites, Oceanography and Society, D.Halpem (Ed.). Elsevier Science Publishers, New York. 2000.

156. Grancini G., De Filippi G., Vincenzi M . , lovenitti L. Hydrodynamic of the Sicily Channel.- Proc. XXIX Congres-Assemblee pleniere de la C.I.E.S.M. (Lucerne, 11-19 Octobre 1984). 1984. 8 pp.

157. Grancini G.F., Michelato A. Current structure and variability in the Strait of Sicily and adjacent area.- Annales Geophysicae. 1987. V. 5B. N 1. P.75-88.

158. Grancini G., Vincenzi M ., lovenitti L. Summer dynamic on the Sicily continental shelf Proc. XXIX Congres-Assemblee pleniere de la C.I.E.S.M. (Lucerne, 11-19 Octobre 1984). 1984. 8 pp.

159. Gritsenko V. A., Kostianoy A. G. On numerical modelling of upwelling filaments.- In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov International Memorial Symposium), IOC Workshop Report Series. N 159. UNESCO. 1999. P. 198-205.

160. Hagen E., Zulicke C, Feistel R. Near-surface structures in the Cape Ghir filament off Morocco. -Oceanologica Acta. 1996. V. 19. N6. P.577-598.

161. Haidvogel D.B., Beckmann A., Hedstrom K.S. Dynamical simulations of filament formation and evolution in the Coastal Transition Zone. J. Geophys. Res. 1991. V. 96. N C8. P. 15,01715,040.

162. Halpern D., Smith R.L., MSttelstaedt E. Cross shelf circulation on the continental shelf offNorthwest Afi-ica during upwelling.- J. Mar. Res. 1977. V. 35. N 4. P.787-796.

163. Hart T.J., CurrieR.I. TheBenguela Current "Discovery" Rep. 1960. V. 31. P. 123-297.

164. Haynes R., Barton E.D., Pilling I. Development, persistence and variability of upwelling filaments off the Atlantic coast of the Iberian Peninsula. J. Geophys. Res. 1993. V. 98. N C12. P.22,681-22,692.

165. Hempel G. (ed.) The Canary Current: Studies of an upwelling system. Rapp. P.-v. Reun. Cons. Int. Explor.Mer. 1982. V. 180.

166. Hemandez-Guerra A., Nykjaer L. Sea surface temperature variability off north-west Afiica: 19811989. International Journal of Remote Sensing. 1997. V 18. P.2539-2558.

167. Hood R.R., Abbot M.R., Huyer A., Kosro P.M. Surface patterns in temperature, flow, phytoplankton biomass, and species composition in the coastal transition zone off Northern California. J. Geophys. Res. 1990. V. 95. N CIO. P. 18,081-18,094.

168. Hughes P., Barton E.D. Stratification and water mass structure in the upwelhng area off northwest Afirica in April/May 1969.-Deep-Sea Res. 1974a. V. 21. N8 . P.611-628.

169. Hughes P., Barton E.D. Physical investigation in the upwelhng region of north-west Afiica on RRS Discovery cruise 48.- Tethys. 19745. V. 6. N1-2. P.43-52.

170. Huyer A. A comparison of upwelling events in two locations: Oregon and Northwest Aftican.- J. Mar. Res. 1976. V. 34. P.531-546.

171. Johnson D.R. Determining vertical velocities during upwelling off the Oregon coast.- Deep-Sea Res. 1977. V. 24.N2.P. 171-181.

172. Joyce T.M. A note on the lateral mixing of water masses. J.Phys. Oceanogr. 1977. V. 7. N 7. P.626-629.

173. Joyce T.M., Bitterman D.S., Prada K.E. Shipboard acoustic profihng of upper ocean currents.-Deep-Sea Res. 1982. V. 29. N 7A. P.903-913.

174. Jury M. Wind shear and upwelling along the SW tip of Africa. In: Int. Symp. on upwelling of West Africa, Inst. Inv. Pesq., Barcelona. 1985. N 1. P.149-159.

175. Jury M.R., Mac Arthur C.I., Brundrit G.B. Pulsing of the Benguela upwelling region: Large-scale atmospheric controls.- S. Afr. J. Mar. Sei. 1990. N 9. P.27-41.

176. Kazmin A.S., Rienecker M . M . Variability and frontogenesis in the large-scale oceanic frontal zones. J. Geophys. Res. 1996. V. 101. NCI. P.907-921.

177. Kosro P.M. Structure of the coastal current field off northern California during the Coastal Ocean Dynamics Experiment.- J. Geophys. Res. 1987. V. 92. P. 1637-1654.

178. Kosro P.M., Huyer A. CTD and velocity surveys of seaward jets off northern California. July 1981 and 1982.-I Geophys. Res. 1986. V. 91. P.7680-7690.

179. Kostianoy A.G. Remote sensing of the Angola-Benguela front. Berichte, Fachbereich Geowissenshaften, Universität Bremen. 1994. N 52. P.78.

180. Kostianoy A.G. Investigation of the Sicilian upwelling on the base of satellite data.- Technical Report, Stazione Oceanógrafica CNR, La Spezia, Italy. November 1996. 99 pp.

181. Kostianoy AG., Astraldi M ., Gasparini G.P., VignudelH S. Variability of the SiciHan upwelling.- In "Oceanic Fronts and Related Phenomena" (Konstantin Fedorov International Memorial Symposium), IOC Workshop Report Series. N 159. UNESCO. 1999. P.279-285.

182. Kostianoy A.G., Lutjeharms J.R.E. Variability of the Angola-Benguela Frontal Zone and atmospheric forcing. Abstracts, WOCE South Atlantic Workshop. Brest, France, 16-20 June1997.

183. Kostianoy A.G., Lutjeharms J.R.E. Atmospheric effects in the Angola-Benguela frontal zone. J.

184. Oceanogr. 1974. V. 4. N. 5. P.676-684. Lutjeharms J.R.E., Meewis J.M. The extent and variability of South-East Atlantic upwelling. S.

185. Afr. I mar. Sci. 1987. N5. P.51-62. Lutjeharms J.R.E., Shillington F.A., Duncombe Rae C M . Observations of extreme filaments in the

186. Manzella G.M.R., Hopkins T.S., Minnett PJ., Nacini E. Atlantic water in the Strait of Sicily.- J. Geophys. Res. 1990. V. 95. N C2. P. 1569-1575.

187. Maske H. Nutrients and oxygen in the upwelling area off NW-Africa.- "Meteor" Forschungsergebnisse. 1976. N 17A. S.73-87.

188. Mason S.J. Benguela Ninos: some characteristics of their inter-annual variability. Berichte, Fachbereich Geowissenshaften, Universität Bremen. 1994. N 52. P.90.

189. May P.W. Climatológica. flux estimates in the Mediterranean Sea: Part I. Winds and wind stresses-NORDA Report 54, NSTL Station, Mississippi. 1982. 59 pp.

190. Mazeika P.A. Thermal domes in the eastern tropical Atlantic Ocean. -Limnol. Oceanogr. 1967. V. 12.N3 .P.537-539.

191. McCreary J.P., Fukamachi Y., Kundu P.K. A numerical investigation ofjets and eddies near the eastern ocean boundary. J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P.2515-2534.

192. MEDOC Group. Observation of formation of deep water in the Mediterranean Sea, 1969.- Nature. 1970. V.227. P. 1037-1040.

193. Meeuwis J.M., Lutjeharms J.R.E. Surface thermal characteristics of the Angola-Benguela front. S. Afr. J. mar. Sei. 1990. V. 9. P.261-279.

194. Mittelstaedt E. The upwelling area off Northwest Africa. A description of phenomena related to coastal upwelling.-Prog. Oceanogr. 1983. V. 12. P.307-331,

195. Mittelstaedt E. The ocean boundary along the northwest African coast: Circulation and océanographie properties at the sea surface. Prog. Oceanog. 1991. V. 26. P.307-355.

196. Mooers C.N.K., Robinson A.R. Turbuleny jets and eddies in the California Current and inferred cross-shore transports. Science. 1984. V.223. P.51-53.

197. Moretti M., Sansone E., Spezie G., De Maio A. Results of investigations in the Sicily Channel (1986-1990).-Deep-Sea Res. 1993. V. 40. N 6. P.1181-1192.

198. Narimousa S., Maxworthy T. Two-layer model of shear-driven coastal upwelhng in the presence of bottom topography. J. Fluid Mech. 1985. V.159. P.503-531.

199. Narimousa S., Maxworthy T. Coastal upwelling on a sloping bottom: the formation of plumes, jets and pinched-off cyclones. J. Fluid Mech. 1987. V.176. P.169-190.

200. Narimousa S., Maxworthy T. AppUcation of a laboratory model to the interpretation of satellite and field observation of coastal upwelling.- Dynamics of Atmosphere and Oceans. 1989. V.13. P.l-46.

201. Nelson G., Hutchings L. The Benguela upwelling area. Prog. Oceanogr. 1983. V. 12. N3. P.333-356.

202. Nykjaer L. Remote sensing appUed to the Northwest African upwelling area. Ph.D. Thesis. Ispra. JRC. 1988. 144 P.

203. Nykjaer L., Van Camp L. Seasonal and interannual variability of coastal upwelhng along northwest Africa and Portugal fi-om 1981 to 1991. J. Geoph. Res. 1994. V. 99. NC7. P. 14197-14207.

204. Nykjaer L., Van Camp L., Schlittenhardt P. The structure and variability of a filament in the Northwest African upwelling area as observed from AVHRR and CZCS Images.- Proc. of IGARSS '88 Symposium. Edinburg, Scotland, 13-16 Sept. 1988. P.1097-1100.

205. Oguz T., La Violette P.E., Unluata U. The upper layer circulation of the Black Sea: its variability as inferred from hydrographic and satellite observations. J. Geophys. Res. 1992. V.97. N C8. P. 12569-12584.

206. Orlanski J., Polinsky L.J. Ocean response to mesoscale atmospheric forcing. Tellus. 1983. V. 35A. N4 P.296-323.

207. O'Toole M.J. Seasonal distribution of temperature and salinity in the surface waters off" South West Africa, 1972-1974. -Investl Rep. Sea Fish. Inst. S.Afr. 1980 N 121. 25 pp.

208. Paduan J.D., Niiler P.P. A lagrangian description of motion in Northern California Coastal transition filaments. J. Geophys. Res. 1990. V. 95. N CIO. P. 18,095-18,109.

209. Peters H. The spreading of the water masses of the Banc d'Arguin in the upwelling area off the northern Mauritanian coast.- "Meteor" Forschungsergebnisse. 1976. N 18 A. S. 78-100.

210. Peters H. Meanders and eddies offNorthwest Afiica.- POL YMODE News. 1977. N 25. P.1,4.

211. Philippe M., Harang L. Surface temperature fronts in the Mediterranean Sea from infrared satelhte imagery.- In: Hydrodynamics of semi-enclosed seas, J.C.J.Nihoul (ed.). Elsevier. 1982. P.91-128.

212. Piccioni A., Gabriele M . , Salusti E., Zambianchi E. Wind-induced upwellings off the southern coast of Sicily.- Oceanol. Acta. 1988. V . 11 . N4. P.309-314.

213. Preston-Whyte R.A., Tyson P.D. The Atmosphere and Weather of Southern Aj&ica. Oxford Univ. Press., New York. 1988. 374 pp.

214. Richardson P.L. Eddy kinetic energy in the North Atlantic from surface drifters. J. Geophys. Res. 1983. V. 88. N C7. P.4355-4367.

215. Richardson P.L., Maillard C, Sanford T.Y. The physical structure and Hfe history of cyclonic Gulf Stream ring Allen. J. Geophys. Res. 1979. V. 84. N C12. P. 7727-7741.

216. Rienecker M . M ., Mooers N.K. Mesoscale eddies, jets and fronts off Point Arena, California, July 1986. J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 12,555-12,569.

217. Robinson A.R. (editor). Eddies in Marine Science. Springer-Verlag, Berlin. 1983. 609 p.

218. Rossby H.T., Riser S.C., Mc Dowell S.E. On the origin and structure of a small lens of water observed in the North Atlantic thermocline.- Preprint, Univ. of Rhode Island, Kingston. 1981. 39 pp.

219. Ruddick B.R., Hebert D. The mixing of Meddy "Sharon".- In: Small-scale Mixing and Turbulence in the Ocean, J.C.J.Nihoul, B.M.Jamart (Eds.), Elsevier Oceanography Ser., 1988. V. 46. P. 249262.

220. Salat J., Font J. Water mass structure near and offshore the Catalan coast during the winters of 1982 and 1983.- Annales Geophysicae. 1987. N IB. P.49-54.

221. Salusti E., Zambianchi E. Field observations of the onset of an upwelling on the western coast of Sicily during September 1984.- Boll. Ocean. Teor. Appl. 1985. N 3. P.299-308.

222. SATMER, Bulletin mensuel- Le Centre de Meteorologie Spatiale, Lanion, France. 1983-1985. N 126.

223. SATMER Bulletin Mensuel. Le Centre de Meteorologie Spatiale, Lannion. 1983-1988. N 1-62.

224. Schott G. Die Auftriebzone an der Kuste von Sudwest-afrika. Wiss. Ergebn. dt. Tiefsee-Exped. "Valdivia". 1902. 1. 124 pp.

225. Sedykh K.A. The coastal upwelling offNorthwest Africa. Int.Counc. Explor. Sea, C M . 1978. N C12, Hydrogr. Comm. 19 pp.

226. Sedykh K. A., Dubrovin B.I., Kudersky S.K. Some results of oce anographie research in the IC SE AF convention area. Colin, scient. Pap. ICSEAF. 1988. V. 15. N 11. P.223-243.

227. Shaffer G. On the North West African Coastal UpweUing System. Inaugural-Dissertation zur Erlangung der Doktorwurde der Hohen Math.-Natur. FakuUat Christian-Albrechts-Universitat zu Kiel. 1974.178 pp.

228. Shaffer G. A mesoscale study of coastal upwelling variability off NW-Africa.- "Meteor" Forschungsergebnisse. 1976. N 17A. S. 21-72.

229. Shannon L.V. The Benguela ecosystem. 1. Evolution of the Benguela, physical features and processes. In Oceanography and Marine Biology. An Annual Review, 23. Barnes, M. (Ed). Aberdeen, University Press. 1985. P.105-182.

230. Shannon L.V., Agenbag J.J. Some aspects of the physical oceanography of the boundary zone between the Benguela and Angola Current systems. Colin, scient. Pap. ICSEAF. 1987. V. 14. N2. P.249-261.

231. Shannon L.V., Agenbag J.J., Buys M.E.L. Large- and mesoscale features of the Angola-Benguela front. S. Afr. I mar. Sei. 1987. V. 5. P. 11-34.

232. Shannon L.V., Boyd A.J., Brundrit G.B., Taunton-Clark J. On the existence of an El Nino-type phenomenon in the Benguela System. J. Mar. Res. 1986. V. 44. N 3. P.495-520.

233. Shillington F.A., Hutchings L., Probyn T.A., Waldron H.N., Peterson W.T. Filaments and the Benguela frontal zone: offshore advection or recirculation loops?.- S. Afr. J. mar. Sei. 1992. N 12. P.207-218.

234. Simpson J.J., Dickey T.D., Koblinsky C.J. An offshore eddy in the California Current System. Part 1: Interior dynamics. Prog. Oceanogr. 1984. V. 13. P. 5-49.

235. South African Weather Bureau. Daily Weather Bulletin , Dept. of Environ. Affairs, Pretoria, AprilJune 1988.

236. Spamocchia S., Picco P., Manzella G.M.R., Ribotti A.,Copello S., Brasey P. Intermediate water formation in the Ligurian Sea. Oceanologica Acta. 1995. N 12. P. 151-162.

237. Speth P., Detlefsen H. Meteorological influences on upweUing offNorthwest Afiica. Rapp. Proc-Verb. Reun., Cons. Int. Expl. Mer. 1982. N 180. P.29-34.

238. Stander G.H. The Benguela Current off South West Africa. Investi. Rep. mar. Res. Lab. S. W. Afi-. 1964. N 12. 43 pp.

239. Strub P.T., Kosro P.M., Huyer A. The nature of cold filaments in the California Current system. J. Geophys. Res. 1991. V.96. P. 14,743-14,768.

240. Sur H.I., Ozsoy E., Unluata U. Boundary current instabilities, upweUing, shelf mixing and eutrophication processes in the Black Sea. Prog. Oceanogr. 1994. V.33. P.249-302.

241. Sverdrup H.U. On the process ofupweUing. J. Mar. Res. 1938. N 1. P. 155-164.

242. Swenson M. S., NiUer P.P., Brink K. H., Abbott M. R. Drifter observations of a cold filament off Point Arena, California, in July 1988.- J. Geophys. Res. 1992. V. 97. N C3. P.3593-3610.

243. Tomczak M.Jr. An investigation into the occurrence and development of cold water patches in the upweUing region off N.W.Africa (Rossbreiten-Expedition 1970).- "Meteor" Forschungsergebnisse. 1973. N al3. P. 1-42.

244. Tomczak M., Hughes P. Three dimensional variability of water masses and currents in the Canary current upweUing region.- "Meteor" Forschungsergebnisse. 1980. V. a21. P. 1-24.

245. Tomczak M.Jr., Miosga G. The sea-surface temperature as detected by airborne radiometer in the upweUing region off Cap Blanc, NW-Africa.- "Meteor" Forschungsergebnisse. 1976. N 17A. S. 1-20.

246. Traganza E.D., Nestor D. A., McDonald A.K. Satellite observation of a nutrient upweUing off the coast of California.- J. Geophys. Res. 1980. V. 85. N C 7 . P.4101-4106.

247. Van Camp L., Nykjaer L., Mittelstaedt E., Schlittenhardt P. UpweUing and boundary circulation off Northwest Africa as depicted by infrared and visible sateUite observations.- Prog. Oceanog. 1991. V. 26. P.357-402.

248. Van Foreest D., Shillington F.A., Legeckis R. Large scale, stationary, frontal features in the Benguela current system.- Continental Shelf Res. 1984. V. 3. N 4. P.465-474.

249. Van Loon H. A review of the surface climate of the Southern Hemisphere and some comparisons with the Northern Hemisphere. J. Marine Systems. 199L N 2. P. 171-194.

250. Vignudelli S., Astraldi M ., Gasparini G., Lazzoni E., Schiano E. Air-sea heat flux and wind stress estimates in the Western Mediterranean Sea fi-om ECMWF Dataset during 1986-1995.- CNR Report 1/96, Stazione Oceanógrafica CNR. 1996. 40 pp.

251. WitteE. Ann. Hydrogr. Berl. 1880. V. 8. P.192-193.

252. Wooster W.S., Bakun A., McLain D.R. The seasonal upwelling cycle along the eastern boundary of the North Atlantic. J. Mar. Res. 1976. V. 34. N 2. P. 131-141.

253. Zantopp R., Leaman K. Gulf of Cadiz water observed in a thermocline eddy in the western North Atlantic- J. Geophys. Res. 1982. V. 87. N 3. P. 1927-1934.

254. Zatsepin A. G., Kostianoy A . G. Fronts in the Ocean: barriers or mixing zones? Proc. CREAMS'94 Int. Symp., Fukuoka, Japan, Jan.24- 26. 1994. P. 18-21.

Информация о работе

Костяной, Андрей Геннадьевич
доктора физико-математических наук
Москва, 2000
ВАК 11.00.08

Диссертация

Структурообразующие процессы в апвеллинговых зонах - тема диссертации по географии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы