Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Термохалинная изменчивость и динамические процессы на широком шельфе под влиянием интенсивного материкового стока

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Термохалинная изменчивость и динамические процессы на широком шельфе под влиянием интенсивного материкового стока"

РГо ОД

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК 7" д-р ОППП ИНСТИТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им. П. П. ШИРШОВА °

На правах рукописи УДК 551.00

ЗАВЬЯЛОВ Петр Олегович

ТЕРМОХАЛИННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ И ДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ НА ШИРОКОМ ШЕЛЬФЕ ПОД ВЛИЯНИЕМ ИНТЕНСИВНОГО МАТЕРИКОВОГО СТОКА

Специальность 11.00.08 - Океанология

АВТОРЕФЕРАТ ДИССЕРТАЦИИ на соискание ученой степени доктора географических наук

Москва 2000

Работа выполнена в Институте океанологии им П. П. Ширшова Российской Академии Наук, г. Москва, и в Лаборатории физической океанографии Университета Рио Гранде, г. Рио Гранде, Браоилия.

Официальные оппоненты:

Доктор географических наук В. М. Грузинов

Доктор физико-математических наук, профессор М. Н. Кошляков

Доктор географических: наук, профессор В. Н. Михайлов

Ведущая организация:

Российский Государственный Гидрометеорологический Университет, г. Санкт-Петербург

газированного Совета Д.002.86.01 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.

Защита состоится

часов на заседании специа-

Автореферат разослан

Ученый секретарь специализированного Совета, кандидат географических наук

С. Г. Панфилова

од о

2

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы

Тредметом диссертационной работы является описание особенностей термохалин-юй и циркуляциоппой структуры широкого контипептального шельфа, находящеюся под влиянием интенсивного пресноводного стока.

Эбщепризнана исключительная важность шельфов, обусловленная, в частности, их 1ысокой биологической продуктивностью, значимостью для рыболовства и нефтегазодобычи. Через ассимиляцию шельфом материкового стока осуществляется >дин из важнейших механизмов крупномасштабного взаимодействия между океа-юм и континентом. Согласно классическим представлениям [Федоров, 1983], от-юшение Я = £ средней толщины прибрежной линзы распресненпя, связанной с латериковым стоком, к ее поперечнику по нормали к берегу, является д.чя всех рек зесьма консервативной величиной и имеет порядок Ю-4, при этом Л опредатяется, главным образом, расходом реки ц. Поэтому употребленным в названии работы гердягаам "широкий шельф" и "интенсивный сток" можно придать совместных! ко-жчественный смысл, требуя, чтобы ширина шельфа заметно превышала характер-гую ширину стоковой линаы. Такал ситуация оставляет достаточный "простор" :токовому течению, обладающему значительной горизонтальной протяженностью.

работа основана почти исключительно на экспериментальном материале, собран-юм па шельфе южной Бразилии и Уругвая. Ширина континентального шельфа в )том районе (до 200 километров) и расход основного источника распреснения, т.е. >'стья Плата, образованного слиянием рек Парана и Уругвай (ЮМО5 кубических метров в секунду) соответствует поставленной задаче. Однако аналогичная ситуация реализуется и в ряде других прибрежных областей Мирового океана, например з районе устьев Ориноко (максимальный расход 65-103 м3 с"1 \Gade, 1961]) и Дуная ;Ю-103 м3 с'1, [Нежиховский, 1955]), Миссисипи (56-Ю3 м3 с"1, [ОЬЬз, 1970]), ве-шких сибирскик рек Оби и Енисея (210-Ю3 м3 с-1 вместе, [Антонов, 1974]), Лены ;5б-103 м3 с-1, [Антонов, 1974]), Янцзы (около 60-Ю3 м3 с"1, [Шуе, 1960]) в заливе Святого Лаврентия, и др.

3 перечисленных и ряде других подобных случаев воды речной сток образует на зоверхностн океана сравнительно тонкий слой (линзу) существенно распресненных зод. Резкие термохалннные фронты ограничивают такую линзу вдоль ее обра-денной к океан)'' стороны, а под ней образуется скачок плотности, существенно зодавляющий турбулентное перемешивание. Толщина к линоы, нижняя граница <оторой часто определяется как уровень, на котором значение солености превосходит 20рзи, варьируется от нескольких десятков сантиметров до 20 и более метров 'как, например, для Амазонки), а горизонтальная протяженность ее вдоль берега

может составлять сотни километров. Так, для стоковой яинзы реки Ориноко характерна длина около 400 километров, при ширине до 75 километров. Для устьев с еще более мощными расходами вдольбереговая протяженность линзы может быть и в несколько рад выше. Считается, что геометрию стоковой линзы можно рассматривать в рамках модели вязкого двухслойного течения, связанного с градиентным растеканием тонкого слоя легкой воды на более толстом слое тяжелой [Федоров 1983]. Вдоль введшей границы линзы может возникать сильное вдольфронтовое струйное кваонгеострофическое течение. Интересным примером этого является течение Гаспе в заливе святого Лаврентия [Tang, 1980]. Берег оказывает на стоковое струйное течение стабилизирующее действие: при удалении от берега возникает неустойчивость и меандрир ованке. Действие кориолисовой силы приводит в отклонению стокового течения вправо (влево) от направления стока (в зависимости от полушария), однако известно, что для стоковых линз некоторых рек (например. Конго) наблюдается отклонение в обратную сторону, что может быть связано, е частности, с постоянным вдольбереговым течением. В конечном счете многообразие режимов стокового течения определяется соотношением расхода реки, геометрии и ширины устья, интенсивностью перемешивания и топографией и шириной шельфа.

Различные аспекты динамики линз распресненпя и стоковых течений исследовались многими авторами (например, [Шапиро, 1981, Федоров, 1983, O'Donnel, 1977. 1990, 1993, Garvine, 1974, 1975, 1982, 1984, 1987, Garvine and Monk, 1974, O'Donne. and Garvine, 1983, Walker et al., 1996, Yankovsky and Chapman, 1997], и другими). Эту тему сегодня можно считать достаточно хорошо изученной, несмотря на существование некоторых открытых вопросов. В фокусе же предлагаемого исследования находится количественное - основанное на натурных наблюдениях - описание тех особенностей термохалшного и циркуляционного режима широкого шельфа i целом, которые связаны с влиянием ассимиляции океаном речных вод. В какой степени изменчивость термохалинных полей на шельфе контролируется материковым стоком? Как эта модуляция осуществляется в различных временных масштабах? Существует ли связь изменчивости температуры поверхности океана на шельфе с дллннопериодной изменчивостью (естественной или антропогенной) речных расходов? Как изменчивость речного стока влияет на миграции фронтальных зон на шельфе? Каково влияние материкового стока на общую циркуляционную структуру широкого шельфа и на процессы перемешивания? Этот круг вопросов остается дс сегодняшнего дня мало изученным, главным образом из-за недостаточной обеспеченности многих шельфовых районов необходимыми гидрологическими данными.

В диссертации сделана попытка приблизиться к ответам на эти общие вопросы на примере континентального шельфа южной Бразилии и Уругвая. Этот район

исключительно интересен для океанолога, так как представляет собой арену комплексного взаимодействия целого ряда различных природных динамических факторов, и остается весьма мало изученным. Поэтому описание физических процессов (включая п те, которые прямо не связаны с материковым стоком) в этой области океана само по себе является актуальной задачей.

Часть Атлантического океана, исследуемая в работе, лежит между 27 и 35 градусами южной широты, и 41 и 54 градусами западной долготы (Рис. 1.1.). Более половины площади этого океанского региона приходится на континентальный шельф, который здесь является весьма широким (около 200 километров), хотя юго-восточная часть района включает н глубокий океан. Важнейшим фактором, определяющим динамику в регионе, является взаимодействие океана с пресноводным материковым стоком, поступающим в океан из двух основных источников. В первую очередь это река Плата (образуемая слиянием рек Парана и Уругвай), впадающая в океан на южной границе района. Через устье Платы, относящееся к числу крупнейших речных устьев мира, в дождливые годы может выноситься в океан вполоть до 100 ООО кубических метров воды в секунду, что соответствует потоку а 0.1 Св. Этот огромный объем пресной воды, распространяясь на мелководном шельфе, оказывает сильнейшее штаяние на региональный термохалинный и динамический режим. Вторым, примерно на порядок менее мощным, но важным механизмом материкового влияния является взаимодействие с лагуной Патос. Эта крупнейшая прибрежная лагуна имеет размер около 300 километров в длину и 50 в ширину и сообщается естественным каналом с другой, лежащей южнее и почти столь же большой пресноводной лагуной Мирим, и образует с ней единую систему, называемую иногда "комплексом Патос-Мирим". В обе лагуны впадают несколько крупных и множество мелких рек, воды которых затем выносятся в океан через выходной канал в центральной части района, как правило, в объеме порядка нескольких тысяч кубометров в секунду. Однако в засушливых условиях соленые океанские воды могут вторгаться в лагуну Патос. Вообще, взаимодействие комплекса Патос-Мирим с океаном отличается большой изменчивостью.

Среди других важнейших черт океанографии региопа следует выделить, в первую очередь, близость Вразильско-Мальвинского (или Бралияьско-Фальклепдского) фронта, миграции которого приводят к тому, что район этого исследования может попеременно находиться под влиянием Бразильского или Мальвинского течений. Область Вразильско-Мальвинского фронта является одной из наиболее энергоактивных зон Мирового океана (\Chelton е< а/., 1990]) и может рассматриваться, как южный аналог хорошо изученной Ньюфаундлендской энергоактивной области в северном полушарии (условия в обоих районах определяются конвергенцией энергичных течений западной границы субтропического и субполярного круговоротов).

В океанографическом отношении район был вплоть до последних лет исследова! слабо. Основная часть опубликованных результатов относилась к крупномасштаб ной циркуляции (Бразильское течение, Браэильско-Мальвинская конвергенция), 1 то время как циркуляция на континентальном шельфе и, вообще, океанографпче ские процессы регионального масштаба (в том числе и распределения и изменчи вость термохадинных полей) были к моменту начала этой работы практически не известны. До 1997 года в регионе не было выполнено ни одного прямого изме рения течений (результаты первых измерений этого типа будут представлены I предлагаемой работе), и о режиме течений на шельфе имелись лишь самые общие представления, полученные го косвенных соображений, которые оказались во многом ошибочными. Вплоть до последнего времени неизученным оставался вопрос о влиянии речного стока на циркуляцию и термохалинные поля на континентальном шельфе. Были все основания полагать, что выброс пресной воды на комплекса Патос-Мирим и особенно из реки Плата является одним из важнейших факторов, определяющих динамику и термохалинный режим прибрежных вод региона. Однако были неизвестны не только количественные характеристики ятого влияния, но даже и качественные аспекты, так, например, в литературе по сей день не существует согласия даже по вопросу о направлении распространения опресненных вод после их выхода иа устьев Платы и Патос-Мирим. Предлагаемая работа была задумана кале первое в той или иной степени полное физико-океанографическое описание южнобразильского и уругвайского шельфа, в котором особое внимание уделено влиянию материкового стока на термохалипную в динамическую структуру и изменчивость шельфа.

Цели и задачи исследования

В соответствии с изложенным выше, можно выделить следующие наиболее общие цели работы.

1. Количественное описание термохалинной изменчивости и динамического режима на широком континентальном шельфе, находящемся под воздействием интенсивного пресноводного стока;

2. Детальное исследование физико-океанографических условий на континентальном шельфе южной Бразилии и Уругвая, ранее практически неизученного района Мирового океана.

Положения, выносимые на защиту

1. На значительной части шельфа южной Бразилии и Уругвая, между континентом и Бразильским течением, существует среднее течение в противоположном (север-пом) направлении ("теченне Рио Гранде"). Это течение, тесно связанное со стоком реки Плата, прослеживается вдоль побережья на расстояние почти 2000 км. и пе-

репосит несколько десятых Св, при средней скорости до 20 см/с и максимальпой свыше 1 м/с. Таким образом, речь идет о важпой ранее не известной составляющей прибрежной циркуляции юго-западной Атлантики.

2. Часть шельфа, находящаяся под влиянием материкового стока, резко отличается от остальной его части по характеру изменчивости термохалипных полей в широком интервале временных масштабов от суточного до векового. А именно, для этой зоны характерны экстремальные значения векового тренда ТПО, интенсивность межгодовой изменчивости здесь выше в 1.5-2 раза, а относительное содержание низких частот (декадный и междекадный диапазоны) в ее спектре значительно большее, чем для океана вне зоны распреспения. Амплитуда годового хода ТПО в стоковой зоне больше в 2-3 раза, причем доля полугодовой и более высоких гармоник здесь в несколько раз выше. Суточный ход температуры в зоне влияния пресноводного стока характеризуется более высокими значениями амплитуды на поверхности, но быстрее убывает с глубиной.

3. Существует связь между межгодовой изменчивостью расходов источников речного стока и изменчивостью температуры океана, а также положения фронтальных зон на шельфе - даже в сотнях миль от устья и десятках миль от берега. Механизм этой взаимосвязи не сводится к простому обмену теплом при перемешивании, а сопряжен с динамическим влиянием линзы распреснения на общую циркуляцию на шельфе.

Научная новшзна работы

В ходе выполнения работы получен целый ряд результатов, являющихся новыми. Обнаружено, что на южпобразильском шельфе между побережьем и Бразильским течением существует течение противоположного направления (т.е. направленное аа север), вероятно, связанное со стоком реки Плата. Количественно описаны этличия термохалинной изменчивости в зоне стокового распреснения от изменчл-вости вне этой зоны, в широком диапазоне временных масштабов от суточного 1о векового. Обнаружена связь между мощностью речного стока и ТПО, а также толожепием фронтальных зон па шельфе (даже па з"даленип в сотни километров от источника стока и в десятки километров от побережья) в межгодовом временном масштабе. Показано, что общим свойством вертикальной термохалинной структуры в зоне распреснения являются зимние инверсии температуры, связанные с тодавлением вертикального перемешивания в подповерхностных слоях на 2-3 порядка. Впервые для района исследования выполнены прямые измерения течений. Показано, что течение в лише распреснения при интенсивном стоке имеет преимущественно баротропно-эквивалентный характер. Эти и другие результаты работы, зеречисленные в конце автореферата, являются новыми и опубликованы впервые.

Практическая (значимость работы

Имеются сильные указания на существование тесной связи между локальными ано мадиями ТПО в районе исследования и погодными и климатическими условиями ] Уругвае и южной Бразилии (штаты Рио Гралде до Сул, Сайта Катарина и Пара на), региона, который относится к числу наиболее развитых в индустриальном I сельскохозяйственном отношении областей Южной Америки. В этом районе шп в непосредственной близости от него находятся крупнейшие морские порты, такие как Буэнос Айрес и Монтевидео, Рио Гланде и Саптос. Помимо оживленном транспортного судоходства, в прибрежных водах ведется интенсивное рыболовство причем документирована связь результативности лова с состоянием термохашш-ных полей (в первую очередь, с положением фронтальных зон). В этой связи выполненный анализ изменчивости ТПО и циркуляционного режима в регионе имеет несомненную практическую важность.

Полученные результаты могут получить аналогичное практическое применение I в других шельфовых районах океана, характеризующихся большим влиянием материкового стока, в том числе и в российских водах.

Обоснованность выводов

обеспечивается примененным в работе разносторонним подходом к проблеме, сочетающим анализ накопленных исторических данных, реализацию обширной программы специализированных натурных наблюдений, использование большого архива спутниковой информации, и численное и аналитическое моделирование. Главные выводы работы подтверждаются всеми этими средствами. Всюду, где возможно, результаты проверялись также сравнением с информацией о районе исследования и других сходных районах, опубликованной другими авторами. Обоснованность выводов подтверждается также экспертизой, пройденной при публикации результатов в международных и российских научных журналах, докладах на конгрессах и конференциях, при представлении проектов.

Апробация работы

Результаты работы неоднократно докладывались на семинарах университета Рис Гранде, в ряде других бразильских университетов и организаций, Орегонском университете в США, Институте Океанологии РАН (неоднократно), Государственном Океанографическом институте, на кафедре Океанологии МГУ им. Ломоносова, а также на следующих научных конференциях:

1. IV Всесоюзная конференция "Вклад молодых ученых и специалистов в решение современных проблем океанологии и гидробиологии" (Севастополь, 1989);

2. Конференция молодых ученых Государственного комитета по гидрометеороло-

гии и контролю природной среды (Москва, 1991);

3. Совещапие по перемешиванию океана TOGA/GOARE (Сиэттл, США, 1993);

4. Конгресс Американского геофизического союза (Сан Диего, США, 1991);

5. XXI Генеральная ассамблея Международного геофиоического и геодезического союза (Боулдер, США, 1995);

6. XXI Генеральная ассамблея Международной ассоциации физических паук океана (Гонолулу, США, 1995);

7. VI Латиноамериканский конгресс по морским наукам (Map дель Плата, Аргентина, 1995);

8. VII Латиноамериканский метеорологический конгресс (Буэнос Айрес, Аргентина, 1996);

9. Совещание по изменению климата в юго-западной Атлантике (Рио Гранде, Бразилия, 1996);

10. Совещание по межамериканскому сотрудничеству в океанских, атмосферных и прибрежных исследованиях (Сан Паулу, Бразилия, 1997);

11. Совещание WOCE по южной Атлантике (Брест, Франция, 1997);

12. XX11I Генеральная ассамблея Европейского геофизического союза (Ницца, Франция, 1998);

13. Симпозиум памяти К. II. Федорова по океанским фронтам и связанным с ними явлепиям (Сапкт-Петербург, 1998);

14. VIII Латиноамериканский конгресс по морским наукам (Сантос, Бразилия, 1997);

15. IX Национальная океанографическая неделя (Нтажаи, Бразилия, 1997);

16. XI Национальная океанографическая неделя (Рио Граяде, Бразилия, 1998);

17. X Бразильский метеорологический конгресс (Бразилиа, Бразилия, 1998);

18. Совещапие бразильско-аргентинской комиссии по сотрудничеству в области океанологии и рыбных ресурсов (Рио Гранде, Бразилия, 1998);

19. Конференция по морской биологии (Порто Алегре, Бразилия, 1998);

20. XXI Генеральная ассамблея Международного геофизического и геодезического союза (Бирмингем, Великобритания, 1999).

Личный вклад автора

Постановка задач и выполнение работы осуществлялись диссертантом, в основном, самостоятельно. Вклад автора был определяющим на всех этапах выполнения работы. Автор принимал непосредственное участие в планировании, реализации и руководстве программой специализированных экспедиционных работ на южнобразильском шельфе и участвовал в восьми рейсах исследовательских судов и одной вертолетной экспедиции, данные которых составили значительную часть используемого в диссертации экспериментального материала. Он являлся основным ав-

тором в большинстве публикаций, а также ответственным исполнителем ряда проектов, тематически связанных с диссертационной работой. Дополнительный вклад диссертанта состоял в научном руководстве группой аспирантов и студентов, принимавших участие в получении вошедших в работу результатов.

Структура и объем диссертационной работы

Объем диссертации - 282 страницы. Текст включает 74 рисунка и 9 таблиц. Работа состоит из предисловия, введения, шести глав, заключения и списка цитируемой литературы из 279 наименований. В конце каждой главы (кроме обзорной первой) приводится краткая сводка ее основных результатов.

Основное содержание работы

В Предисловии коротко изложена история выполнения работы, высказаны благодарности, а также приведен перечень публикаций и докладов автора по теме диссертации.

Во Введении обсуждена постановка задачи и цели исследования.

В Первой главе дан подробный обзор литературы о районе исследования. Обоор подразделен на два параграфа, посвященных соответственно крупномасштабной океанской и атмосферной циркуляции и шельфовым процессам.

Задачей Второй главы является попытка дать описание некоего "базового", или климатического, состояния океана в районе исследования, которое необходимо опре-да-шть прежде, чем описывать его динамику и изменчивость в различных временных масштабах, о чем идет речь в основной части работы.

Для получения результатов, приведенных в этой главе, были использованы местные исторические данные попутных судовых наблюдений (ТПО и метеорологические параметры), архивированные Директорией Гидрографии и Навигации Министерства Морского Флота Бразилии (DHN - Diretoria de Hidrografía е Navega/;Во, Ministerio da Marinha), ж впервые обработанные нами. Данные DHN относятся к области между 30 и 35 ю.ш., и 50 и 54 о.д. База данных была собрана между 1957 и 1982 гг. и включает, помимо попутных наблюдений, также данные некоторых научно-исследовательских рейсов, выполненных в этот период. Общее число отдельных наблюдений, вошедших в этот архив, составляет 5530. Исторические данные DHN были разделены по сезонам, осреднены и приведены на сетку (20 па 20 угловых минут) при помощи алгоритма [Levy and Brown, 1986] объективной интерполяции. Узлы сетки с недостаточным количеством данных были оставлены

незаполненными. В каждой из точек были расчитаны среднесеоонные значения следующих параметров: температура поверхности океана, температура воздуха, абсолютная влажность, скорость ветра на стандартной высоте. Пустые узлы сетки были затем заполнены с помощью стандартной интерполяции (через осреднение значений в девяти ближайших заполненных точках, взвешенных обратно пропорционально квадрату расстояния).

Другой массив исторических данных, используемый в данной работе, был синтезирован на одноградусной сетке между 27 и 35 ю.щ., и 41 и 54 з.д., на базе попутных наблюдений ТПО и температуры воздуха, выполненных начиная с 1854 г и полученных из Национального Метеорологического Центра (NMC, США). Использована также база данных COADS (напр. [Woodruff et al, 1987]), которая допускает одноградусное разрешение для периода после 1946 года (т.н. UWM/COADS).

Если данных о ТПО и поверхностных метеорологических параметрах в районе накоплено много благодаря наличию исторических архивов попутных наблюдений, то в отношении региональных полей солености, плотности, а также вертикального распределения термохалшшых характеристик - климатической в собственном смысле слова информации не существует. Архивы попутных измерений, конечно, не содержат данных этого типа. Поэтому приходится ограничиться обсуждением данных отдельных (для интересующего нас района не столь многочисленных) научных рейсов, выполненных в районе. Так, в этой главе мы используем данные зондирования, выполненного во время рейсов нис "Atlántico Sul" в рамках бразильской программы AKGO (автор являлся координатором фиоико-океанографической части этого проекта) зимой 1997 г. и летом 1998 г. Всего в рейсах ARGO нами было реализовано свыше 200 стапций CTD, распределенных между 27 и 35 ю.ш.

Сезонные поля ТПО были расчитанны по историческим данным DHN. Во все сезоны температура поверхности растет при удалении от берега, а также с юга на север, и принимает значения от 13"С до 19°С зимой, от 17°С цо 20°С весной, от 21°С до 25°С летом, и от 17"С до 23°С осенью. Зимой и осенью в районе наблюдается фронтальная зона с высокими значениями градиента ТПО в перпендикулярном берегу направлении у внешней границы шельфа. При этом горизонтальный градиент температуры достигает значений порядка градуса на 10-20 километров (заметим, что в отдельные годы фронтальная зона бывает выражена значительно ярче). В весенне-летний период градиенты ТПО пиже, и распределения более однородны. Также обращают на себя внимание "аномалии" у входного капала комплекса Патос-Мпрнм, заметные во все сезоны, но особенно хорошо выраженные весной, когда пресноводный сток из лагуны максимален [Möller et al, 1991]. В весенний период, когда мелководные лагуны Патос и Мирим уже хорошо прогреты, а воды океана на шельфе все еще сохраняют низкие температуры после зимы, соответствующая

термическая аномалия прослеживается более чем на 100 км от устья, при значениях ТПО, на градус и более превышающих "фоновые'" океанские значения.

Для южной части района и почти всего шельфа характерен аномальный тип тер-мохалинной структуры в верхней части колонны, который может быть объяснен, по видимому, только влиянием пресноводного материкового стока. В верхних 40-50 метрах наблюдается впечатляющий скачок солености, которая между поверхностью и глубиной 50 м. возрастает в среднем на 2 рзи. В ряде случаев мы наблюдали и больший градиент солености в верхнем слое, иногда достигавший значений до 0.2 рзи на метр, при изменении солености от 35 psu на глубине 50 м. до всего 26 рзи на поверхности. Следует особо отметить тот факт, что, при столь значительной стратификации солености и практическом отсутствии верхнего иаохалинного слоя, летние профили, тем не менее, обнаруживают прекрасно выражепный изотермический слой, то есть ВКС по отношению к солености и температуре не совпадают. Зимой же в распресненных верхних слоях формируются мощные инверсии температуры, примеры которых видны на Рис. 2.10 (27 июля 1997 г., 32°10' юли., 50°05' з.д., глубина 390 м.). Эти инверсии, иногда достигающие значений 5-6°С на 50-100 метров, являются устойчивыми, так как стабилизирующий эффект распресиенного слоя значительно превосходит неустойчивость, связанную с инверсией температуры. Поэтому, несмотря на инверсии, устойчивость верхнего слоя очень высока (квадрат частоты плавучести JV2 ~ 10-3л-2). Как видно из приведенных примеров, эффект пресноводного стока на стратификацию, перемешивание и термохалинный баланс южной и прибрежной частей района трудно переоценить.

Представлены также среднемесячные поля температуры воздуха над океаном, ра-считанные нами по историческим данным. Эти распределения, в целом, следуют структуре полей ТПО для соответствующих сезонов. Над зоной распреснения на внутреннем шельфе наблюдается смещение изотерм к северу, наиболее ярко выраженное зимой (июль-сентябрь). Так, в южной части шельфа июньская температура воздуха не превышает 13°С, однако на той же широте, но над глубоким океаном она почти на 4 градуса выше.

Воспользовавшись описанными выше данными DHN (ТПО и метеорология на сетке 20' на 20'), мы также рассчитали сезонные поля полного теплового потока через поверхность океана. Поверхностный тепловой поток (далее ПТП) был рассчитан, как разность проникающей в воду солнечной радиации и тепловых потерь с поверхности океана. Последние определяются алгебраической суммой явного и скрытого потоков тепла и эффективного длинноволнового излучения. Солнечная радиация, с поправкой на наблюдаемую облачность и альбедо, была затабулироваяа при месячном временном разрешении для интересующего нас района в монографии [Tubelis and Nascimenio, 1978], чем мы воспользовались в наших расчетах. В целом, зна-

чения ПТП меняются в пределах от -100 до -+40 Вт/кв.м. оимой, от -40 до +140 Вт/кв.м. веспой, от -80 до -4-160 Вт/кв.м. летом, и от -140 до 4 60 Вт/кв.м. осенью. На восточной оконечности района всегда наблюдаются отрицательные значения ПТП, в то время как для прибрежной части района во все сезоны характерен положительный поток. Эти расчеты привели нас к неожиданному выводу о том, что континентальный шельф, особенно внутренняя распресиеяная его часть, где всегда наблюдается низкая температура воды, получает тепло даже зимой. Наоборот, юго-восточная область, в которой преобладают воды, приносимые из более низких широт и потому "перегретые", теряют тепло в атмосферу даже в разгар лета. Также следует отметить аномалии ПТП около выходного капала комплекса Патос-Мирим, которые прослеживаются в океане на расстояния более чем 100 км от устья. Так, зимой, когда материковые воды значительно холоднее океанских, у эстуария Патос видна выраженная положительная аномалия ПТП, при значениях потока, превышающих характерные в окружающем океане на 20 Вт/кв.м. и более. Весной, когда материковые воды нагреваются быстрее гораздо более инертных океанских, и летом ситуация меняется на противоположную, и у эстуария отмечаются отрицательные аномалии ПТП, достигающие по величине 40 Вт/кв.м.

Резюме частных результатов этой главы следующее:

-Впервые обработаны архивы многолетних исторических данных попутных наблюдений в районе исследования, собранные бразильскими и международными организациями. С помощью этих данных построены климатические сезонные поля ТПО и полного теплового потока через поверхность океана (ПТП). -Обнаружено, что для внутренней части шельфа в зоне распресненпя материковым стоком и области вне згой зоны характерны разные типы теплового режима. Первая получает тепло через поверхность во все сезоны, при относительно низких значениях ТПО, организованных в форме "языка", сужающегося к северу. Вторая во все времена года теряет тепло при сравнительно высоких поверхностных температурах.

-В результате выполнения программы научных рейсов, получены и обработаны гидрологические данные, использованные в этой главе для описания вертикальной термохалшшой структуры региона. В частности, зимой в юго-западной части района исследований зафиксировали мощные (до 5-6°С на 50-100 метров) инверсии температуры, ассоциированные с сильнейшей халинной стратификацией верхпего слоя, распресненного в резуггьтате влияния материкового стока. В летний сезоп инверсии не образуются, но наблюдается выраженный изотермический слой при отсутствии изохалинного, то есть формируется своего рода "барьерный" слой. Эти особенности термохалинной структуры региона отмечены впервые. -На базе имевшегося архива данных зондирований, выполненных в конце 70-х го-

дов, для интересующего нас района построены климатические сезонные поля толщины верхнего кваоиодпородного слоя.

-Построены также также климатические поля температуры воздуха над океаном с месячным временным разрешением, рассчитанные на базе исторических данных.

В Третьей главе на базе исторических данных и дапных наших экспедиционных наблюдений детально исследуется изменчивость термохалинных полей в зоне рас-преснения и вне ее, в широком интервале временных масштабов от векового до суточного.

В некоторых районах исторические данные попутных наблюдений могут дать значительно лучшее пространственное и временное разрешение, чем в остальной части Мирового океана. Район нашего исследования, характеризовавшийся оживленным транспортным и рыболовным судоходством на протяжении двух последних веков, относится к числу таких областей. Информационная база, использованная для исследования сезонной, межгодовой и вековой изменчивости в регионе, основана на данных, полученных в районе попутными судами между 1854 и 1979 гг (более 300 ООО отдельных станций). Данные, относящиеся к интересующему нас району были ' выделены и прошли первичную обработку и контроль качества авторами [Вакип and Parrish, 1990] и [Вакип and Parrish, 1991]. Эта региональная база данных ранее использовалась в [Lima and Casiello, 1995], и [Lima ti al., 1996]. Массив содержит данные о ТПО, температуре воздуха и скорости ветра, а также некоторую информацию о волнении. Исходные данные были сгруппированы (осреднены) по одноградусным квадратам и месяцам каждого календарного года. Таким образом, были построены месячные серии средних значений ТПО на регулярной прямоугольной одноградуснои сетке. Месяцы/уолы сетки, на которые пришлось менее 5 исходных данных, рассматривались как не имеющие достаточного количества данных и были оставлены незаполненными. Этот архив местных исторических данных относился х периоду только до 1979 г. Поэтому он был дополнен месячными данными ТПО оа период 1981-1994, полученными методом оптимальной интерполяции [Reynolds and Smith, 1994 ] на основе архива попутных наблюдений, смешанных с некоторым количеством спутниковых данных. Последние были использованы с целью улучшения анализа в районах с недостаточным количеством данных tn situ. Алгоритм расчета ТПО по спутниковым данным включал серию процедур корректировки, направленных на устранение систематической невязки между in situ и спутниковыми ТПО и регрессионную "настройку" вторых на базе первых. Детали этих корректировочных процедур описаны в [Reynolds, 1988, Reynolds et al., 1989, Reynolds and Marisco, 1993, and Reynolds and Smith, 1994]. Таким образом, в результате объединения данных из источников, описанных выше, была построена региональная база исторических данных ТПО за 141-летний период с 1854 до 1994 гг., с месяч-

ным временным разрешением, хотя и со значительным количеством "пробелов", особенно в начале серий. Серии ТПО были построены для 88 узлов одноградз'сной сетки между 27 и 35° ю.ш., и 41 и 54" з.д. (остальные 38 узлов сетки соответствуют суше).

На базе исходных месячных серий мы прежде всего рассчитали средний сезонный цим ТПО на всех узлах сетки. Затем средние значения ТПО для каждого календарного месяца были вычтены из соответствующих элементов серий. Эта процедура позволила устранить среднюю температуру и годовой ход в исходных данных, и, таким образом, привела нас к рядам месячных аномалий ТПО. Следующим шагом было определение вековых трендов, которые были найдены посредством линейной регрессии рядов аномалий на всех узлах сетки. Найденные тренды были вычтены из серий аномалий ТПО, которые были затем использованы для исследования пространственного распределения и спектрального содержания межгодовой изменчивости ТПО.

Важной частью этой главы является исследование межгодовой изменчивости положения фронтальной зоны на шельфе. Этот фронт, образующий острый угол с побережьем, наблюдается только зимой Южного полушария. В качестве индикатора положения фронтальной зоны, мы использовали изотерму 17'С ТПО. Действительно, фронт отделяет относительно теплые (ТПО свыше 17°С) воды, ассоциированные с Бразильским течением, от холодных шельфовых вод при температурах от 13 до 17°С. Поэтому изотерма 17°С, хотя и не обязательно совпадающая с фронтальной зоной, должна лежать очень близко к ней, см. также [Lima and Castillo, 1995]. На основе нашей базы исторических данных был построен набор карт, показывающих июльское положение фронтальной зоны в 104 отдельных года (для оставшихся 37 лет количество данных было недостаточно для определения позиции фронта). Для положения фронта характерна интенсивная межгодовая изменчивость. В целях количественного описания этой изменчивости, позиция фронтальной зоны была параметризована (конечно, очень упрощенно) единственным индексом, а именно значением широты, на которой изотерма 17°С достигает своего самого северного положения. Ряды этого "фронтального индекса" были подвергнуты спектральному анализу.

Стандартные численные методы спектральпого анализа, такие как FFT, требуют равномерного распределения входных данных во времени. Это требование не могло быть выполнено в данном случае, ввиду значительного количества пробелов в сериях. Всвязи с этим и следуя работе [Provost et ей., 1992 ], спектральный анализ был выполнен в форме так называемых периодограмм Ломба-Скэргла [ Lomb, 1976, Scargle, 1982, Ноте and Baliunas, 1986 ]. Именно, нормированные спектры, как

функции циклической частоты и, были рассчитаны как

Р(ш\ = 1 rÍSj№-r)cosa,fc-T)]2 [Sjffl-^rinwfc-r)]» К 1 2 S^cos *v{tj-T) + Ejsm2w(íj-r) ;

где Tj (j = 1 ,—,N) - значения ряда данных, соответствующие моментам времени í¿; Tua- среднее значение и дисперсия, соответственно, а т таково, что tan(2шт) = sm(2w£¿)/Ej cos(2a'íj) Эта процедура, по существу являющаяся, конечно, одной из численных реализаций преобразования Фурье, технически свободна от требования равномерного распределения входных данных. Еще одним достоинством этой техники является простота расчета уровней значимости и неопределенностей в положении спектральных пиков. Соответствующие формулы и другие детали могут быть найдены в [Provost et al., 1992 ].

В этой главе мы также используем серию данных среднегодового расхода реки Парана в районе аргентинского города Росарио (то есть приблизительно в 300 километрах от устья) за период с 1901 по 1998 гг. Эти данные были любезно предоставлены Alberto Piola из Гкдрологического управления ВМФ Аргентины. Следует иметь в виду, что Парана ответственна лишь примерно за три четверти общего стока из устья Платы, который может существенно модулироваться вкладом со стороны реки Уругвай.

Данные, использованные для описания суточной и микромасштабной (подсуточной) изменчивости в регионе были получены в результате специализированных натурных наблюдений, выполненных нами в 10 различных точках, распределенных между 24° и 33°. Некоторые из станций были расположены на шельфе в интервале глубин от 45 до 200 метров, а некоторые другие - в области континентального склона. Во время измерений суда находились в свободном дрейфе со скоростью от нуля до полутора узлов (кроме станции 1, на которой судно было заякорено). Во всех точках регистрировались вертикальные профили температуры, солености и плотности в верхних 50 метрах, а в некоторых также солнечная радиация на поверхности и ее подводные профили. Общая продолжительность выполненых "тайм-серий" составляет 186 часов, а число отдельных профилей, составляющих серии - 159.

Резюме частных результатов этой главы следующее:

-По характеру низкочастотной изменчивости внутри района можно выделить три следующих области:

Область 1 непосредственно примыкает к побережью и имеет форму полосы, сужающейся с юга на север. Эта область, целиком находящаяся на континентальном шельфе, по видимому, контролируется материковым стоком из эстуариев Плата и Патос-Мирим, а также зимними вторжениями субантарктических вод с юга. Вследствие этого, в ней наблюдается очень сильный сезонный ход ТПО с амплитудой,

варьирующейся между 7 и 10" (Рис. 3.4), который одесь сильно '"асимметричен": вклад полугодовой а более высоких гармоник в годовой цикл составляет до 35%. Эта область характеризуется также опергичпой межгодовой изменчивостью, средний квадрат амплитуды которой принимает значения от 1.4 до 2.3"С2. Как и всюду в интересующем нас районе, периоды, меньшие 10 лет, ответственны за большую часть межгодовой изменчивости. Однако, в сравнении с остальной частью района, для Области 1 характерен относительно большой вклад со стороны диапазона низких частот (периоды больше 10 лет - декадный и междекадный масштабы), который в некоторых точках, особепно вблизи З'стьев, может составлять до 50%.

Область 2 занимает внешнюю часть шельфа, мало затронутую распресненнем, а также полосу континентального склона я прилегающий участок глубокого океана. Сезонный ход ТПО в этой части района характеризуется значительным (до 30%) отклонением от годовой гармопики. По нашему предположению, это связано с интерференцией годовых циклов инсоляции и адвекции тепла Бразильским течением в тепловом бюджете. Амплитуда сезонного хода ТПО в Области 2, однако, является умеренной (особенно в сравнении с Областью 1) и не превышает 5 - 7". Межгодовая дисперсия ТПО находится в пределах между 1 и 1.4°С2, а в ее спектральной структуре доминируют периоды до 10 лет.

Область 3 в восточной глубоководной части района находится впе зоны непосредственного влияния как основных течений, так и материкового стока, и поэтому, в сравнении с Областями 1 и 2, обнаруживает менее энергичную изменчивость в рассмотренных временных масштабах. Сезонный цикл ГПО в этой области имеет небольшую амплитуду (от 4 до 6") и хорошо описывается годовой гармоникой (на долю высших гармоник приходится не более 5 -15%). Умеренная межгодовая изменчивость характеризуется дисперсией около 1.2°С1, которая мало меняется внутри области.

-Обнаружено, что на протяжении последних шести десятилетий для ТПО в районе исследования был характерен исключительно сильный климатический тренд к потеплению, величина которого в значительной части района превышает среднюю для Мирового океана оценку в 2-4 раза. При этом повышение зимних ТПО было почти вдвое более значительным, чем летних. D Областях 2 и 3 величина тренда составляет от 0.5 до 1 °С на 100 лет, а в Области 3 отмечены значения вплоть до 1.6"С. Наиболее высокие зпачения тренда обнаружены в зонах, непосредственно примыкающих к устьям Плата и Патос-Мирим. Это заставляет предположить, что аномально высокий вековой рост ТПО на шельфе связан с естественными и/или антропогенными изменениями материкового стока.

-Изучена межгодовая изменчивость зимнего положения термохалинного фронта на

континентальном шельфе, разделяющего воды тропического и субантарктического (с примесью материкового стока) происхождения, и в значительной степени определяющего океанографические и метеорологические условия района исследования. В период с 1851 по 1994 гг, положения точки пересечения фронта с побережьем варьировались в более чем 7-градусном интервале широт, между 27.0°5 (1912) и 34.3°5 (1992), при среднем значении 30.1°5 и среднеквадратичном отклонении 1.6<>5. В положении фронта обнаружен существенный вековой тренд, связанный со смещением к югу со средней скоростью 0.9° ± 0.2", или 175 ± 40 км расстояния вдоль береговой линии, оа 100 лет. Построен "атлас" июльских положений фронтальной зоны для 104 отдельных пет. Около половины энергии межгодовых миграций фронта связаны с высокочастотным "шумом" при значениях периода, меньших 10 лет. В междекадном диапазоне обнаружены три отдельных значимых спектральных пика, соответствующих периодам 47±2, 27±1 и 18 пет. Модельная кривая, составленная но линейного тренда, гармонических сигналов на частотах спектральных никое, и гармонического сигнала очень низкой частоты, соответствующего периоду 130 лет, обнаружила хорошее совпадение с данными о положении фронта, подвергнутыми высокочастотной фильтрации.

-Серия положений фронтальной зоны обнаруживает существенную отрицательную корреляционную связь с серией среднегодового расхода реки Парана при значениях коэффлциеннта корреляции -0.5, или -0.4 для данных с вычтенным трендом (Рис. 3.15). Существование связи подчеркивается и тем фактом, что периодограмма расхода Параны содержит пики, соответствующие периодам 19, 25 и 48 пет, то есть практически совпадающие с аналогичными пиками для фронтального индекса. Для мощности стока Параны обнаружен вековой тренд к увеличению, равный в среднем приблизительно 50 кубическим метрам в секунду в год, но наблюдавшийся лишь после 1970 г. По-видимому, основным механизмом связи между изотермами ТПО и материковым стоком является не прямой обмен теплом с речными водами, а, скорее, "блокирующее" действие линзы распреснения в соответствующего стокового течения, динамически "отсекающего" очень холодные (более холодные, чем речные воды Платы) субантарктические воды, поднимающиеся из района южнее устья в условиях преобладающих зимой юго-западных ветров. Такой механизм, вообще, может оказаться важным механизмом модуляции термохалинной изменчивости шельфа пресноводным стоком.

-В результате выполнения программы специализированных натурных наблюдений, направленных на исследование процессов изменчивости в коротких (суточных и подсуточных) временных масштабах, получена и обработана база данных из 12 временных серий общей длительности 186 часов, включающих 159 отдельных станции. Предложен и апробирован метод выделения суточного сигнала из серий

данных продолжительностью от 8-10 часов, содержащих шум и изменчивость других временных масштабов. Впервые для шельфа юго-западной Атлантики исследована суточная изменчивость полей гидрометеоэлементов. Амплитуда суточного хода ТПО варьировалась в пределах от 0.1 до свыше 1.2°С, в зависимости от ветра и облачности, и составляла в среднем по всем наблюдениям 0.4-0.о°С. Амплитуда суточного хода температуры является приблизительно линейной по отношению к Цр^ и (где N - облачность, - скорость ветра, /д - максимальный тепло-

вой поток на поверхности, и г - напряжение ветра).

Вид зависимости амплитуды суточного хода от облачности выведен также теоретически с помощью простой одномерной модели. Характер этой зависимости физически не столь очевиден, поскольку облачность модулирует две составляющих теплового баланса, имеющих разные знаки: солнечную радиацию и эффективное длинноволновое излучение поверхности. При этом эмпирически установлено, что если солнечная радиация зависит от общей облачности приблизительно линейно, то эффективное излучение убывает пропорционально квадрату облачности (см., например, монографию [Берлянд, 1956]). Можно показать, одпако, что в реальных условиях зависимость Лвяг от N должна, тем не менее, быть квазилинейной. Рассматриваются- одномерные уравнения теплопроводности в обеих средах (ось г направлена вниз, ноль совпадает с поверхностью океана, всюду индексом 1 помечаются величины, относящиеся к атмосфере, а индексом 2 - к океану)

от дг дг с2р2 „

где т - время, 4 - температура, р, с и к - плотность, удельная теплоемкость и коэффициент турбулентного обмена теплом. Слагаемое

определяет объемное поглощение солнечной радиации в воде. Спектр поглощения разбит здесь на интервалы, каждому из которых приписывается собственный коэффициент поглощения /Зт и удельный вес в спектре /га. Величина А отвечает альбедо поверхности океана, а множитель (1 — сЯ), где N - облачность в долях единицы, а с - коэффициент, описывает ослабление солнечной радиации облачностью.

Уравнения должны быть дополнены граничными условиями, в качестве которых выбраны следующие:

1) равенство температур воды и воздуха на поверхности:

*1(0,Т):=*2(0,Т),

2) задание температуры ВКС океана на "большой" глубине, где уже не ощущается суточный ход:

<2(оо,г) =/,

3) ассимптотическое уменьшение градиентов при удалении от поверхности:

_(_«,) =_(«) = О,

и 4) условие баланса потоков тепла на поверхности океана:

с2/>2^(0,г) - 0, г) = ^(0,т)(1 - c'N2) + Lp1k1^(0,r).

Первый член правой части последнего соотношения означает эффективное длинноволновое излучение с поверхности океана, причем F параметризуется по известной формуле Опгстрема F = ¿<rt|(0), а множитель (1 — c'N2), где d - численный коэффициент, описывает ослабление эффективного излучения облачностью. Второй член правой части соответствует потоку скрытого тепла {q - влажность воздуха, а L -удельная теплота испарения).

В работе [Завьялов, 1992] система уравнений, записанная выше, решена аналитически для простого случая, когда fcj не зависит от времени и z, а fei не зависит от времени, но линейно возрастает с высотой над поверхностью океана (с угловым коэффициентом fi). Поскольку рассматривается суточный цикл температуры, решение удобно искать, разложив все входящие сюда функции времени в ряды Фурье по гармоническим составляющим с частотами, кратными суточной частоте ш. Опустив громоздкие выкладки, выпишем сразу решение для комплексной амплитуды К, (г) л-ой гармоники хода температуры океана на глубине г:

ВД = (В„нР(Кп) - £ О exp[R2nz(i - 1)] + Е <W~/W,

го m

Д. = [(1 - cN)(\2R2n(i - 1) £ CW + Aj £ Umnßm)}/

го m

/[(ЛгЛгпО — 1) — (1 — ЛУ2)Ф)х xff^lR^+Xai^i-Rin)],

p az fi

Rin — (-7— = —Rim

Kl fi

C2P2K2 „ Pm

_ -Anjmßn

ClPlihßm + iiu)'

Ai = (cj +- Lßo)pih, Аг = C2p2fc2,

где Ндг\г) - функция Хапкеля первого рода нулевого порядка, А0 и А„ - среднесуточное значение и я-ая гармоника проникающей в воду солнечпой радиации, г -мнимая единица.

Видно, что в общем случае влияние облачности на суточный ход температуры является весьма сложным и зависит от z и от номера гармоиики п. Соотношение для Vr%{z) можно, однако, существенно упростить, заметив, что для реальных условий и широкого интервала значений коэффициента турбулентного обмена выполнено

|(1-с'ЛГ2)Ф| «|АгЯ2„(»-1)|.

Для амплитуды Rsst ua поверхности отсюда следует:

Rsst = Яо(1 - СЮ>

где

Rn ~ iV/f^i« \ A;-R2„(t — 1) Qmn + -^2 Ига «mnßm ,

Или, тождественно, Rsst ~ Яо(1 — с) + Яос(1 — N), то есть восстанавливается нужный вид зависимости. Заметим, что существенно использованное здесь допущение о постоянстве коэффициента турбулентного обмена по отношению к z может быть оправдано в зоне стокового распреснения, рассматриваемой в рамках "двухслойной" модели стоковой линзы, в которой интенсивность вертикального перемешивания распределена относительно равномерно в слое распреснения, а затем падает скачком на его нижней границе.

- В большинстве случаев, суточный цикл наблюдался лишь в верхнем слое толщиной 10-15 метров. Фазовый сдвиг температуры относительно инсоляции обычно составлял около 4 часов на поверхности и увеличивался приблизительно на час с каждым метром глубины. Поверхностные тепловые потоки также были вовлечены в выраженную суточную изменчивость. Дивергенция турбулентного потока тепла в толще верхнего слоя имела отчетливый суточный ход, иногда меняясь от -150 до +50 Wm~2 на протяжении 8-12 часов. Существенный суточный ход плот-ностной стратификации наблюдался в северной части района, где ночпые значения вертикально осредненной частоты плавучести были в среднем на порядок меньше дневных. В 3 наблюдениях ночное выхолаживание поверхности привело к конвекции в верхних 10-25 метрах при временных масштабах от 1 до 3 часов. Вместе с этим, к югу от 31°S плотностная стратификация контролируется в основном ха-линными эффектами материкового стока, поэтому ночной термической конвекции не происходит.

В Четвертой главе обсуждается тепловой баланс верхнего слоя океана в исследуемом районе в сезонном временном масштабе и предлагается способ расчета

сезонных полей приповерхностной скорости на основе замыкания балансов тепла и массы. Как хорошо известно, в целом по Мировому океану накоплено гораздо больше экспериментальной информации о термохалинных параметрах, чем данных in situ о циркуляции. Поэтому техника рассчета полей скорости, основанная на замыкании теплового баланса, может быть полезным инструментом исследования и в других областях океана.

Суть метода состоит в рассмотрении наблюдаемых изменений полей температуры верхнего стоя океана за определенный период времени - например, между двумя сезонами года - совместно с наблюдаемыми полями поверхностных тепловых потоков (включая инсоляцию). Исходя из этих данных и с помощью уравнения сохранения тепла, проинтегрированного по z в пределах верхнего кваоиоднородного слоя, можно найти поле "остаточного", дополнительного по отношению к теплообмену на поверхности потока тепла, который необходим для того, чтобы объяснить наблюдавшиеся изменения ТПО. Помимо солнечной радиации и явного, скрытого и длинноволнового потоков теша на поверхности, изменения температуры верхнего квазиоднородного слоя океана могут быть связаны с тремя другими механизмами: диффузией, вовлечением в перемешанный слои холодных вод снизу (англ. "entrainmenf), и адвекцией. Мы предположим, что диффузией можно пренебречь по сравнению с адвекцией. В работе [Kelly, 1989] показано, что для условий, достаточно близких к наблюдаемым в интересующем нас районе, адвективный перенос тепла превышает диффузию как минимум на порядок. [Rivas and Langer, 1996] исследовали тепловой баланс северной части аргентинского шельфа при помощи простой обратной модели и пришли, в частности, к выводу о том, что, при широком спектре значений коэффициента турбулентной диффузии кн от 0 до 103 тп?з~г, горизонтальная диффузия способна обяснить не более 10% разницы между потоком тепла через поверхность и сезонными изменениями теплосодержания верхнего слоя, в то время как горизонтальная адвекция имеет тот же порядок, что и необходимый "остаточный" тепловой поток. Второй из названных механизмов, вовлечение, связан с заглублением перемешанного слоя и может, при некоторых предположениях, быть параметризован через наблюдаемые изменения температуры и толщины ВКС (один из возможных способов такой парамегроации будет рассмотрен ниже). Третий механизм, горизонтальная адвекция, определяется, по существу, скалярным произведением скорости и горизонтального градиента температуры. В условиях глубокого океана адвекция теша часто оказывается несущественной в формировании макроструктуры термохалшнных нолей (напр., [Иванов, 1981]), однако она важна в прибрежной зоне и, вообще, в областях, в которых наблюдаются высокие градиенты термической структуры или/и сильные течения. Известно а priori, что оба этих фактора характерны для интересующего нас района, причем они имеют значительный годовой ход. Это заставляет предположить, что адвекция играет

особенно важную роль в формирования сезонного цикла ТПО.

Таким образом, проинтегрированное по всей толщипе ВКС уравнение сохранения количества тепла (иногда, особенно в иностранной литературе, называемое просто "температурпым уравнением") позволяет рассчитать поля адвекции в верхнем слое океана. После этого может быть поставлена обратная задача о реконструкции полей скорости, исходя из наблюдаемых полей ТПО и рассчитанных полей адвекции. Температура и адвекция вместе задают проекцию скорости на направление градиента температуры, т.е. лишь компоненту течения, перпендикулярную изотермам, тогда как компонента, параллельпая изолиниям ТПО, находится в "нулевом пространстве" инверсии, следуя терминологии [Kelly, 1989], и не может быть определена таким способом. Однако после того, как поперечные изотермам компоненты найдены во всех точках, продольные компоненты могут быть вычислены с помощью уравнения неразрывности и граничных условий.

Хотя общая идея использования теплового баланса для расчета адвективных скоростей сама по себе, конечно, не может считаться новой, лишь в считанных работах этот подход был реализован в той или иной конкретной форме. Так, в [Kelly, 1989] была построена обратная модель, основанная на уравнении сохранения тепла, и примененная к району Калифорнпйского течения. Вариации поля ТПО рассчитывались на базе инфракрасных спутниковых изображений, разделенных во времени 12-часовыми интервалами. Уравнение неразрывности явным образом не использовалось, а неоднозначность решения устранялась требованием минимизации функционала, определенного в виде линейной комбинации некоторых "норм" поля скорости, таких как максимальные значения завихренности и дивергенции, с разными относительными весами. [Ostrovsky and Piterbarg, 1995] (см. также [Островский и Штербарг, 1985, Питербарг и Островский, 1984, Ostrovsky and Piterbarg, 1986, Piterbarg, 1987]) построили стохастическую обратную модель, позволяющую восстанавливать скорость переноса аномалий ТПО из теплового баланса. Метод был применен к северной части Тихого океана. На базе уравнения теплового баланса строилась статистическая параметрическая модель, которая затем "подстраивалась" к имеющимся временным сериям ТПО, и адвективная скорость, а также коэффициенты диффузии и другие параметры оценивались исходя из требования наилучшего совпадения параметрической модели и наблюдавшихся данных. Стохастические модели этого типа основаны на представлении о том, что в средних широтах доминирующий временной масштаб для теплообмена океана и атмосферы, имеющий порядок нескольких дней,' намного меньше характерного времени "жизни" аномалий ТПО [Hasselmann, 1976, Herterich and Hasselmann, 1987]. В недавней работе [Rivas and Langer, 1996] обратный метод, основанный на сохранении тепла и массы, был применен к шельфу северной Аргентины между 40° и 50° ю.ш.

Несмотря на ряд упрощающих предположений, использованных при формулировке модели, последняя дала хорошие результаты, согласующиеся с имевшимися экспериментальными данными.

Рассмотрим изменение температуры ВКС между состояниями 1 и 2, разделенными интервалом времени Дё. Ниже будут приведены расчеты для значения Ai, равного 3 месяцам. Таким образом, для этого случая моменты 1 и 2 соответствуют последовательным сезонам года, и рассматривается сезонный ход температуры верхнего слоя. Пусть Т(х,у), Q(x,y), h(x,y) и А(х,у) суть поля температуры, суммарного поверхностного теплового потока, толщиры ВКС и горизонтальной адвекции, соответственно. Пусть индексами 1 и 2 помечаются величины, относящиеся к соответствующим сезонам. Уравнение сохранения количества теплоты можно записать в виде

cp(T2fi2 - ï\h\ - Ta\h) = г)Д{ + Л(1,г)А(1,2)Дг

где индекс (1,2) означает среднее значение между двумя сезонами.

Здесь Д/t = h2 — hi,&T0- средняя температура в вовлеченном сезонном термоклине между "старым" и "новым" ВКС. Левая часть последнего уравнения имеет смысл изменения полного теплосодержания в ВКС и вовлеченном слое между сезонами 1 и 2 и потому автоматически учитывает вовлечение. Если температуру в вовлеченном сезонном термоклине можно считать линейной функцией глубины (что обычно достаточно близко к истине), то То ~ (ïj + 2г)/2. С этим предположением, написанное уравнение может быть использовано для расчета поля адвекции -4(1,2)- При этом, если изначально заданы сезонные поля Qi и Q2, hi и Л2, то переходные между сезонами значения Q(i,i) и 1|2j могут быть найдены просто как арифметические средние иди же посредством априорного задания годового хода в виде той или иной модельной кривой. Наоборот, сезонные поля адвекции могут быть вычислены на базе переходных полей, найденных из уравнения.

Следующим шагом является реконструкция полей скорости исходя из заданной температуры и рассчитанной адвекции. Для отого необходимо решить обратную задачу. По определению (если пренебречь дивергенцией горизонтальной скорости, то есть рассматривать чисто двумерную задачу),

А = -cpU у •Т

и, следовательно, компонента скорости, параллельная градиенту Т (или перпендикулярная изотермам), далее называемая для краткости "поперечной" компонентой и„, находится немедленно как

причем входящий сюда градиент температуры может быть легко рассчитан по заданному iio.no ТПО. Однако, произвольное векторное поле, ортогональное полю градиента температуры, может быть добавлено к скорости, ¡заданной таким образом, без изменения адвекции. Действительно, компонента скорости, параллельная изотерме (которую мы обозначим, как "продольнаst" компонента Uai) не переносит тепла и поэтому не может быть определена из уравнения теплового баланса. Согласно терминологии [Kelly, 1989], продольная компонента находится в "пулевом пространстве" обратной задачи. Для определения поля Uai требуется дополнительное физическое требование, которое может быть задано уравнением неразрывности и граничными условиями. Таким обраоом, после того, как поле U„ найдено, формальная задача сводится к отысканию поля Uaj, такого, что

V • (Öcr + Uai) = О, (Ucr + иЛ) I, = о,

и

и„ - ил[ = О

(здесь символ |, означает "на липии берега").

После определения U„ и Uai, полпая скорость U может быть найдена просто как

Ü = Ü„ + Üа

В диссертации доказано, что решение этой системы существует, если | V пе принимает нулевого значения, и единственно, если в некоторой точке каждой изотермы фиксировано некоторое значение скорости - это значение, может, в частности, определяться граничными условиями. Сформулированная выше задача была решена для интересующего нас района на регулярной прямоугольпой сетке 14 х 14, причем вовлечение нижележащих слоев в ВКС было параметризовано исходя из предположения о линейной зависимости температуры в сезонном термоклине от глубины, как обсуждалось выше. К нашему удивлению, относительно большие отрицательные значения были отмечены в западной (и особенно юго-западной) частя района во все времена года, что указывает на постоянное поступление более холодных вод с юга. Только юго-восточная область характеризуется сравнительно слабой положительной адвекцией, вероятно, связанной с Бразильским течением. Абсолютные значения адвекции в этой части райопа невелики вследствие того, что изотермы здесь ориентированы почти параллельно течению и поэтому поперечная компонента скорости мала. Область положительных значений адвекции смещается в сторону берега летом и весной, когда интенсивность Бразильского течения максимальна. В целом по району адвекция варьируется в пределах от -12 WrrT3 до +5 Wm~3. Умножая эту величину на толщину ВКС, можно получить интегральное

значение адвекции для всего столба жидкости, в пересчете на квадратный метр поверхности океана. Эти значения составляют 10-100 \УтГ2, что вполне сравнимо с величиной суммарного поверхностного потока тепла. Таким образом, есть основания сделать важный вывод о том, что для данного района вклад адвекции тепла течениями в формирование сезонного хода ТПО столь же важен, сколь вклад теплового потока черео поверхность. Обращают на себя внимание аномалии полей адвекции около выходного канала комплекса Патос-Мирим, связанные с пресноводным стоком.

Рассчитанные пространственные распределения адвекции указывают на преобладание на шельфе во все времена года течения в северном направлении, в то время как в глубокой юго-восточной части района должно преобладать движение к югу. Расчет потей скорости, выполненный с помощью обратного метода, описанного в предидущих параграфах, привел к схеме сезонной циркуляции, показанной на Рис. 4.3.

В зимний сезон теплое Бразильское течение, движущееся на юг, наблюдается на крайнем юго-востоке района, а западная его часть занята холодным потоком, направленным на север. Вдоль линии, разделяющей эти две струи, формируется выраженный термический фронт. Очень холодное прибрежное течение переносит к северу воды с северо-аргентинского шельфа и из области эстуария Плата.

Весной линии тока обнаруживают особенно близкое соответствие изотермам ТПО. Довольно широкое течение в северном направлении пересекает южную границу района, движется вдоль берега до 33° ю.ш., а затем поворачивает в сторону глубокого океана и к югу и делится на две "ветви", что отражено и в "бифуркации" изотермы 20°С. Одна из ветвей продолжает движение на север и постепенно приближается к берегу, а вторая отклоняется к югу ж вливается в Бразильское течение в юго-восточной оконечности района. Поскольку ТПО весной принимает высокие и достаточно равномерно распределенные в пространстве значения, связь течения на шельфе с Мальвинским представляется маловероятной. Скорее, этот поток может быть связан с влиянием вод материкового происхождения. Структура циркуляции, полученной для весеннего сезона, хорошо согласуется с формой области, занятой береговой водной массой, по данным ТЭ анализа \Ciotti & а1,1995], а также согласно более ранней работе [НиЪоЫ, 1980]. Пространственное распределение береговой водной массы, обнаруженное в обоих этих исследованиях, отражает, в частности, раздвоение потока около точки 33° ю.ш., 51° з.д. Это раздвоение наблюдается также во многих весенних спутниковых изображениях. Другой интересной деталью весенней циркуляции является локальное движение к югу около эстуария Патос-Мирим, вероятно, связанное с речным стоком через канал Рио Гранде, который особенно интенсивен в весенний сезон вследствие повышенных осадков зимой и

ранней весной. Четырехкилометровые волнорезы, соорженные в начале века для защиты входа в порт Рио Гранде, придают струе, выходящей из канала, импульс в южном направлении. Затем эта струя поворачивают на восток под действием силы Кориолиса и вовлекаются в движение к северо-востоку вместе с окружающими водами шельфа.

Для лета обратная модель предсказала хорошо выраженное течение к северу почти на всей площади рассмотренной области. Другими словами, если бы не было адвекции тепла течениями, повышение ТПО в летний период было бы более значительным, чем наблюдается в действительности, таким образом, требуется допустить поступление холодной воды с юга, чтобы объяснить это противоречие. Как и зимой, шельфовое течение пересекает южную границу района на некотором удалении от берега, избегая мелководных банок в его юго-западной части, а затем сужается и приближается к побережью, следуя сужению шельфа. Часть этого потока продолжает движение на северо-восток, а другая часть отклоняется к востоку и затем к юго-востоку, присоединяясь к Бразильскому течению, которое летом находится восточнее рассмотренной области.

Осенняя циркуляция близка по структуре к зимней и характеризуется преобладанием Бразильского течения в восточной части района и относительно холодного течения на север в прибрежной зоне. На линии раздела этих двух типов циркуляции наблюдается термальный фронт со значениями градиента температуры до ~4°С / 100 км., который соответствует и зоне максимального сдвига в горизонтальной скорости. Прибрежпое течение осенью выражено слабее, чем в другие сезоны, и исчезает (или поворачивает на восток и юго-восток, сливаясь с теплым течением глубоководной зоны) на широте около 32°. Напротив, течение на юг вдоль внешней кромки шельфа осенью выражено очень хорошо. В целом, скорость течений района значительно ниже осенью и весной, чем зимой и летом (нужно заметить, что масштаб векторов на Рис. 4.3 выбран разным для разных сезонов).

Обнаружение течения в северном направлении, существующего на шельфе во все сезоны, не исключая летний, представляется одним пз наиболее важных результатов этой работы. Хотя в некоторых предидущих работах на основе TS анализа делался вывод о том, что зимой на шельфе района появляется течение к северу, эта ситуация (обычно связывавшаяся с интенсификацией Мальвинского течения) приписывалась исключительно зимнему сезону. В целом же, как отмечалось выше, в отсутствии прямых измерений течений считалось, что континентальный шельф южной Бразилии в основном участвует в циркуляции, связанной с Бразильским течением, и вовлечен в движение в южном направлении, особенно ярко выраженное летом. Эта точка зрения, установившаяся в 70-е годы ([Miranda and Castro Filho, 1979, Castello and Moller, 1977]), являлась общепринятой среди региональных океа-

но.тогов в течение двух десятилетий. Тезис о существовании прибрежного течения южного направления в летнее время года, повторенный в ряде публикаций вплоть до самого последнего времени ([Ciotti et al., 1995, Guerrero et al., 1997], среди прочих), выглядит достаточно хорошо обоснованным. Действительно, летом в районе преобладают ветры восточного сектора, поэтому экмановский перенос направлен на юго-запад [Lima et al., 1996]. Типичное для лета пространственное распеделение плотности, для которого характерно возрастание плотности по мере удаления от берега, укалывает на то, что бароклинная компонента геострофической скорости также направлена на юг. Вдобавок известно, что транспорт Бразильского течения достигает максимума летом, поэтому в летний сезон можно ожидать большего динамического влияния со стороны этого течения.

Несмотря на все эти факторы, примененный нами метод указал на существование прибрежного течения северного направления во все сезоны, включая летний. Подтверждению этого факта посвящена пятая глава, в которой будут приведены данные наших прямых и спутниковых измерений течений, впервые выполненных в районе этого исследования уже после разработки и применения обратной модели. Однако уже здесь можно указать на ряд ранее известных, но не привлекших достаточного внимания фактов, свидетельствующих в пользу этого нового представления о структуре региональной циркуляции. Может быть, наиболее наглядным из них является характер пространственного распределения солености для лета, на котором хорошо виден "язык" распресненной воды, исходящей из эстуария Плата и распространяющейся к северу вплоть до почти 25° ю.ш. (Рис. 2.4). Аналогичные структуры часто видны и в инфракрасных спутниковых изображениях (например, [Godot, 1982, Provost et al., 1996]). Эстуарий Плата является одним из крупнейших в мире, и мощность стока из него может достигать, по некоторым оценкам, 0.1 Sv. Этот огромный объем пресной воды, распространяясь на мелководном шельфе, должен создавать локальное возвышение уровня океана у линии берега, ведущее к появлению геострофического течения к северу. Вклад в создание этого локального повышения уровня может вносить и экмановский транспорт, который, согласно [Lima and Castello, 1995] имеет южнее 32" ю.ш. нагонную компоненту. Результаты полуаналитической модели [Pereira, 1989] укалывают на то, что в условиях умеренного ветра геострофический поток к северу может преобладать в районе, несмотря на присутствие ветровой составляющей противоположного знака.

Таким образом, можно высказать гипотезу о том, что предсказанное обратным методом прибрежное течение связано с материковым стоком эстуариев Плата и Патос-Мирим и, возможно, с нагонным действием ветра в южной части района. Течение начинается в области устья Плата, отклоняется к северу под действием силы Кориолиса и движется вдоль линии берега на северо-восток. Ввиду переноса

с юга на север, температура в ооне этого течения ниже температуры окружающих вод на той же широте, однако летом перемешивание теплого материкового стока снижает этот контраст и поэтому с прибрежным течением связаны повышенные значения градиента солености и плотпостп, но пе температуры. Наоборот, зимой, когда континентальные воды холоднее океапских, этот механизм должеп приводит к формированию значительного термального фронта, что и наблюдается.

Результаты, полученные при применении обратного метода к расчету сезонной циркуляции, подтверждаются также некоторыми косвенными данными. Например, в пользу представления о прибрежном течении, переносящем воды эстария Плата к северу, говорит распределение донных отложений, в котором видна "языкообраз-ная" структура, исходящая из эстуария и простирающаяся на 200 км в северном направлении, в то время как к югу от эстуария почти нет седиментов речного происхождения [Correa and WiUwock, 1996]. Указания на существование берегового течения к северу наблюдались и в распределениях биологических трассеров, папример [Паду and Stnque, 1995].

В конце четвертой главы выполнены оценки точпости проделанных расчетов адвекции и скорости. Основным источником ошибки при расчете полей скорости рассмотренным способом является ошибка SA определения поля адвекции, которое находится, по существу, как разность изменения теплосодержания и количества тепла, переданного через поверхность. При этом последнее рассчитывалось при помощи балк-формул, которые, как известно, имеют ограниченную точность и, в зависимости от масштаба осреднения, могут приводить к ошибкам до 40% и даже более (например, [Гу лев и др., 1994]). Поэтому, если сами абсолютные величины А невелики (то есть сравнимы с ошибкой в определении количества тепла, переданного через поверхность), то расчет А теряет всякую значимость. Таким образом, описанный выше способ расчета полей скорости может быть применен лишь к тем ситуациям или районам, для которых относительная роль адвекции в формировании температурного режима сравнима или превышает роль поверхностных тепловых потоков. В диссертации показано, что для обсуждаемого района это условие в подавляющем большинстве случаев выполняется.

Для расчетов, приведенных ниже, мы приняли, что максимальная ошибка значений суммарного потока тепла через поверхность океана составляет 40% (вероятно, что эта оценка на самом деле завышена и фактические ошибки в большинстве случаев меньше). Как 40-процентная ошибка в определении поверхностного потока скажется на расчете адвекции и скорости? Чтобы ответить на этот вопрос, мы вычислили обе этих величины для всех четырех сезонов в трех случайно выбранных точках сетки, используя всякий раз алгоритм, описанный выше в этой главе, но для трех разных входных значений поверхностного потока: исходного;

уменьшенного на 40%; и увеличенного на 40%. Результаты показали, что соответствующие искажения и в адвекции и в скорости варьировались для этих трех точек в пределах от нескольких до 67 процентов, и в большинстве случаев находились в пределах 40-60%. Ни в одном из рассмотренных случаев внесение ошибки в поверхностный тепловой поток не привело к изменению знака адвекции или направления вдольбереговой скорости.

Для более общей иллюстрацией точности расчетов адвекции, непосредственно с помощью исходного уравнения была построена диаграмма, изображающая области различных значений относительной ошибки расчета адвекции при внесении максимальной 40-процентной ошибки в тепловой поток в зависимости от самого (} и величины междусезонного изменения температуры ВКС ДТ. Для большей части области, образованной интервалами характерных изменений <3 и АГ, ошибка адвекции не превышает 60%. Существует, однако, полоса значений параметров, в которой ошибка может превышать 100%. Смысл этой области хорошо понятен: соотношение С? и ДТ в ней таково, что количество тепла, переданного через поверхность, и изменение теплосодержания ВКС оказываются близкими, а потому рассчитанная адвекция получается близкой к нулю и даже небольшая (в абсолютном смысле) ошибка, в ней приводит к большой относительной ошибке. Анализ использованных данных обнаруживает, что из 422 задействованных в расчетах (для всех 4 сезонов) точек только 16 (менее 4%) находились внутри или вблизи этой "опасной" зоны. Все эти точки расположены у внешней границы шельфа, а на основной части шельфа и в зоне распреснения таких точек нет. Абсолютные значения адвекции и скорости в них близки к нулю, поэтому даже смена знака этих величин не привела бы к значительному изменению балансов тепла и массы в целом. Напомним, что рассчитанные ошибки были оценены в пессимистическом предположении об ошибочности поверхностного теплового потока на 40%.

Итак, резюме содержания этой главы сводится к следующему:

-Предложен метод расчета полей поверхностной скорости, основанный на решении обратной задачи замыкания балансов тепла и массы и применимый в условиях и районах, где вклад горизонтальной адвекции в тепловой баланс сравним со вкладом поверхностных тепловых потоков. Выведены условия существования и единственности решения обратной задачи.

-Применение метода к исследованию сезонной циркуляции рассматриваемого района указало на существование прибрежного течения, направленного с юга на север, между Бразильским течением и побережьем. Это течение занимает распреснен-ную материковым стоком часть континентального шельфа и существует во все времена года.

-Показано, что роль горизонтальной адвекции в тепловом балансе области влияния

речного стока сравнима с ролью инсоляции и поверхностных потоков тепла.

В Пятой главе работы показало, что результаты прямых измерений скорости па заякоренной станции, выполненных нами летом, осенью и зимой 1997 года впервые для этого региона, а также данные спутниковых наблюдений подтверждают существование шельфового течения в северном направлении. Это движение к северу выражено во все времена года, причем поверхностная скорость достигает максимальных значений до 120 см- с"1. Течение занимает значительную часть площади континентального шельфа и объемный транспорт в нем может составлять, по приблизительном оценкам, до 1 Св. На спутниковых изображениях след прибрежного течения наблюдается к северу вплоть до 27° ю.ш. или даже еще севернее, что соответствует протяженности почти 2000 км вдоль линии берега, включая побережье Уругвая и бразильских штатов Рио Гранде до Сул и Санта Катарина. Таким образом, речь идет о достаточно крупномасштабном явлении, представляющем одну из важнейших характеристик региональной океанской циркуляции на шельфе юго-западной Атлантики. Поскольку значительная часть протяженности течения приходится на шельф штата Рио Грапде до Сул, как было предложено в нашей работе [Zavialov and Molltr Jr., 1999a], мы будем употреблять термин "течение Рио Гранде", по аналогии с Патагонским течением - названием, используемым иногда применительно к циркуляции на шельфе Патагонии к югу от интересующего нас района.

Первые для этого района данные прямых измерений течений были получены на заякоренной станции, установленной в точке с координатами 32°41' ю.ш., 52°27' з.д., приблизительно в 40 милях от канала Рио Гранде. Глубина океана в точке установки станции составляла 51 м. Приборы были установлены нис "Astro Garoupa* 4 марта 1997 г. и вновь подняты на борт этого же судна 2 августа 1997 г. Таким образом, данные соответствуют 151-дневному периоду наблюдений, приходящемуся на лето, осень и зиму. Станция была оборудована двумя измерителями течения обычного типа системы Aaiideraa RCM7, снабженными также сенсорами температуры и солености. Датчики были установлены на уровнях 15 и 40 м. В донной части станции был установлен CTD зонд системы Sensordata. Значения скорости, температуры и солености регистрировались каждым из датчиков с временными интервалами 30 минут. Верхний инструмент функционировал нормально в течение всего периода наблюдений, а нижний перестал действовать на 36-ой день из-за технической неисправности. Данные о приповерхностном ветре, также используемые в этой главе, получены на Лоцманской станции порта Рио Гранде.

Использованные спутниковые данные получены станцией оперативного приема и обработки космической информации физического факультета Университета Рио

Гранде, действующей с октября 1995 г (изображения со спутников серии AVHRR / NOAA в SeaWiFS).

На Рис. 5.3 показаны серии данных для скорости течения на уровнях глубины 15 и 40 метров, а также для напряжения ветра за период с 4 марта по 5 апреля 1997 г, отвечающий концу лета южного полушария. Интересно заметить, что ряды соответственных компонент скорости на двух уровнях в высокой степени коррелиро-ваны (с коэффициентами корреляции свыше 0.8 для поперечной берегу и свыше 0.9 для продольной берегу компонент), хотя абсолютные значения скорости на глубине 40 м почти вдвое ниже. В целом, в течении преобладает вдольбереговая компонента, которая в среднем превышает поперечную приблизительно втрое. Как видно, в рассмотренный период времени движение на обоих уровнях происходило преимущественно в направлении на северо-восток, вопреки преобладающему ветру. Действительно, средние за этот период значения вдольбереговой скорости оказались равными 4-16 см/с на глубине 15 метров и +8 см/с на глубине 40 метров, в то время как средняя вдольбереговая компонента напряжения ветра составила -0.02 N/m2, т.е. средний ветер был направлен на юг.

Наблюдавшийся характер зависимости скорости от вертикальной координаты (направление вектора скорости одинаково на обоих уровнях, а его абсолютное значение мняется с глубиной) указывает па т.п. баротрошю-эхвивалентную структуру течения. При этом в нем преобладает баротропная компонента, а уменьшение скорости с глубиной связано с частичной бароклинной компенсацией. Легко оценить значение горизонтального градиента плотности, нужного для того, чтобы обеспечить наблюдаемую разницу абсолютных значений скорости на двух уровнях глубины. Действительно, относительная вдольбереговая геострофическая скорость ва глубине zj по отношению к глубине z\ есть

др.

pfJzi дх

Здесь х - координата вдоль оси, направленной "от берега" перпендикулярно ему, а / - параметр Кориолиса. Если допустить, что не зависит от г, то получаем

. - л) др

р! дх'

или

9{*г - 21)

В нашем случае, как указано выше, средняя Ли есть 8 см/с, а г2 — г1 = 40м — 15м = 25м. Для этих значений и для значения f, соответствующего широте 32", последнее соотношение приводит к оценке

~ 1.2 ■ 10-6кг/м4,

то есть нужная величина поперечного берегу градиента плотности составляет примерно 1 jrr/м8 на 100 километров. Это как раз соответствует значениям, характерным для района нашей стоковой линзы, как описано в Главе 2. Таким образом, можно заключить, что рассматриваемое течение имеет геострофический баротроппо-эквивалентпый характер.

В целом ¡за весь 151-суточяый период наблюдений величина и направление скорости характеризовались достаточно высокой изменчивостью. Формальное осреднение за весь период наблюдений дает положительное (т.е. соответствующее движению на северо-восток) значение вдольбереговой скорости, равное нескольким см/с, несмотря па отрицательное среднее значение соответствующей компоненты напряжения ветра. Однако дисперсии как для течения, так и для ветра значительно превышают средние значения. Среднее течение в северном направлении было ярче всего выражено в марте (16 см/с).

Особенно интересным представляется следующее явление. Начиная с конца июня, наблюдается резкое снижение абсолютных значений скорости течения по сравнению с остальной частью ряда - при том, что никакого ослабления ветра не отмечается. Известно, что зимой в этом районе формируется тонкий приповерхностный слой очень низкой солености, что связано с пресноводным стоком эстуариев Плата и Патос-Мирим (например, [Piola et al., 1999]). Зимой нам случалось наблюдать скачок солености до б psu между поверхностью и уровнем 10-20 м. В такой ситуации возникает крайне устойчивая шютностная стратификация в верхнем слое, что приводит к значительному снижению интенсивности турбулентного обмена теплом и импульсом между нижележащими водами и атмосферой. В известном смысле, распресненный слой выступает в качестве "жесткой крышки", эффективно изолирующей более глубокие слои от воздействия атмосферы (некоторые детали этого изолирующего механизма обсуждались в нашей статье [Smyth et ai., 1997]. Таким образом, зимой та часть течения, которая управляется локальным действием ветра, должна присутствовать лишь в топком поверхностном слое, и наши данные могут интерпретироваться как подтверждение этой концепции. Таким образом, можно высказать предположение, что наблюдавшееся резкое снижение интенсивности течения зимой было связано с действием раслреснения поверхности примесью речного стока, изолирующим более глубокие слои от кинетической энергии ветра. При этом "теряется" часть изменчивости скорости, связанная с прямым воздействием местного ветра, но остается "фоновое" среднее течение. Это последнее не зависит от локального вынужденна, а управляется факторами большего масштаба и потому не обнаруживает значительной корреляции с напряжением ветра. Это "фоновое" течение, как видно из зимних данных, направлено па северо-восток и характеризуется скоростями порядка нескольких сантиметров в секунду.

Существование фонового течения к северу может быть также проиллюстрировано зависимостью вдольбереговой компоненты скорости от вдольбереговой компоненты та 1 и поперечной берегу компоненты т„ напряжения ветра (Рис. 5.7). Линия смены знака вдольбереговой скорости существенно смещена по отношению к линии смены знака ты в сторону области отрицательных значений вдольберегового напряжения ветра. Это означает, что течение остается направленным на север даже в условиях, когда г направлено на юг, до тех пор пока величина t„j не превышает некоторого критического значения. Это последнее зависит от т„ и варьируется в пределах от 0.03 до 0.1 N/m2.

Вдольбереговая составляющая скорости обнаруживает высокую корреляцию с обеими компонентами ветра. Наилучшая корреляция (свыше 0.7) достигается при фазовом сдвиге в 18 часов по отношению к t„j и в 21 часа по отношению к г„. (конечно, следует помнить о том, что данные о ветре регистрировались на расстоянии около 40 миль от точки измерений течения). Одновременно оказалось, что, в отяичяе от вдольбереговой компоненты скорости, ее перпендикулярная берегу компонента слабо коррелировала с ветром при любых значениях временного сдвига. Это говорит о том, что относительная роль физических механизмов, определяющих динамику стокового течения, различна для его продольной и поперечной составляющих. У спектральных функций скорости видны широкие максимумы, центры которых соответствуют периодам от 10 до 12 суток, а также достаточно слабые суточный и полусуточный пики. Интересно отметить, что энергия, связанная с изменчивостью перпендикулярной берегу составляющей течения, примерно на порядок ниже, чем связанная с вариациями продольной компоненты, й для вдольбереговой и для поперечной компонент течения основная часть кинетической энергии (59% и 51%, соответственно) приходится на периоды от 2 до 10 дней и может быть ассоциирована с метеорологическим вынужденней (напр., [Rivas, 1997]). Заметная часть изменчивости (33% and 23%) связана с периодами свыше 10 суток. Суточный и полусуточный диапазоны характеризуются наименьшим содержанием энергии и объясняют вместе шпнь 8% и 26% изменчивости продольной и поперечной компонент, соответственно. Столь малый вклад высокочастотной части спектра составляет существенное отличие интересующего нас района от находящегося южнее аргентинского шельфа, где, по данным [Rivas, 1997], суточный и полусуточный диапазоны ответственны приблизительно за 80% общей изменчивости вследствие большого влияния приливных компонент (особенно полусуточной). Однако на южнобразильском шельфе, где приливы выражены слабо, ситуация иная. По результатам гармонического анализа, выполненного нами с использованием методики [Franco, 1988] для выделения приливных компонент течения, приливные течения оказались слабыми (амплитуда скорости не превышает 3 см/с) и преимущественно суточными. Полусуточные компоненты практически неразличимы (т.е. их амплитуды не

превышают величипы возможной ошибки).

Сектором космической информации Университета Рио Грапде накоплен большой архив спутниковых изображений района исследования. В основном, это данные радиометра AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer) спутников серии NOAA, который регистрирует излучение земной поверхности в пяти частотных каналах - двух видимых, двух инфракрасных и одном промежуточном (технические детали могут быть найдены во множестве публикаций, см., например, налгу статью [Shifrin and Zavialov, 1999]).

Наизображенях для весны часто отчетливо виден плюмаж остуарая Плата, распространяющийся вдоль побережья далеко на север. Бразильское течение, меандриру-ющее над континентальным склоном, имеет температуру на 2-1"С выше, чем температура вод шельфа, поэтому последние обрадуют хорошо различимую на снимке структуру, указывающую на движение к северу в сужающейся прибрежной полосе, которое прослеживается вплоть до 28-30" ю.ш. Сходная структура наблюдается и на летних изображениях, причем движение вод шельфа к северу вновь подчеркивается ориентацией струи, исходящей из реки Плата. Осенью и зимой очень холодные (8°С и ниже) субантарктические воды Мальвинского течения видны к югу от 35° ю.ш. вдоль границы шельфа, однако воды шельфа к северу от 35° ю.ш. представляют отдельную область при значениях ТПО между 13 и 17°С, включающую район эстуария Плата и, по видимому, вовлеченную в движение к северу.

Прибрежное течение, переносящее к северу воды от эстуария Плата и с североаргентинского шельфа, легко может быть замечено также в изображениях недавно выведенного на орбиту инструмента SeaWIFS. На многих снимках видно, что эти богатые хлорофиллом воды смещаются на север в виде постепенно сужающейся полосы, которая может быть прослежена вдоль побережья вплоть до 27 - 26" ю.ш. Следует отметить небольшой по площади, но яркий максимум концентрации у выходного канала комплекса Патос-Мирим. Плюмаж эстуария Плата не распространяется в южном направлении вне геометрических пределов устья. Интересно, однако, что относительно высокие концентрации фитопланктона характерны и для почти всего шельфа Аргентины, который на этих изображениях образует с шельфом Уругвая и южной Бразилии качественно однородную область. Возможно, шельфовое течение на север зарождается значительно южнее устья Платы и материковый сток через этот эстуарий лишь усиливает его. Это представление согласуется и с данными измерений течений на аргентинском шельфе [Rivas, 1997].

Помимо обширного материала для качественных рассуждений, подобных приведенным выше, спутниковая информация дает возможность количественного расчета полей скорости. Как отмечалось выше, наиболее распространенная альтиметри-

ческая техника космических намерений течений в настоящее время, к сожалению, не может быть применена к континентальному шельфу. Однако существует альтернативный метод, основанный на распознавании образов в последовательности спутниковых изображений одной и той же области, разделенных некоторыми промежутками времени (см., например, [Emery et dl., 1986, Kelly and Strub, 1992]). Эта техника, известная как метод MCC (maximumcross-correlation), вполне применима к прибрежным районам. В нашей работе [Zaviaiov et а!., 1998] приведены примеры шлей поверхностной скорости, полученных в результате применения метода МСС к интересующему нас району. Два поля воспроизведены на Рис. 5.16. Поле на Рис. 5.16а рассчитано по паре спутниковых изображепий 4 канала AVHRR NOAA-12, разделенных 24-часовым интервалом времени и соответствующих 10-11 августа 1993 г., то есть зимнему сезону. Рис. 5.166 построен на базе аналогичной пары

снимков AVHRR NOAA-11, выполневых летом (28-29 января 1994 г). **

Зимний пример на Рис. 5.16а представляет выраженное течение, движущееся в северном направлении на шельфе и сближающееся с побережьем между 33 и 32" ю.ш. Для модуля скорости характерны значения 30-60 см с-1. Летний пример (Рис. 5.166) менее однозначен, однако можно отметить, что параллельная берегу компонента скорости на шельфе направлена преимущественно на север, в то время как сильное течение к югу наблюдается в юго-восточном углу района, при зпачениях скорости 30-40 см с-1. Эта структура полей скорости, отмечавшаяся и для других пар изображений при применении метода МСС, в цепом соответствует представлениям о характере региональной циркуляции, предложенным выше.

Резюме частных результатов этой главы следующее:

-Впервые для района исследования выполнены прямые измерения скорости течения продолжительностью 151 суток на заякоренной станции. Полученные данные определенно не подтверждают существовавшие ранее представления о преобладании в этой области (круглогодично или же летом) течений, переносящих воды тропического происхождения на юго-запад. Скорее, ряды наблюдавшейся скорости следует интерпретировать как суперпозицию сильно изменчивого течения, коррелировало-го с локальным напряжением ветра, и "фонового" среднего течения, движущегося вдоль берега в северном направлении. В противоположность тому, чего можно было ожидать исходя из принятых ранее представлений, это фоновое течение, по видимому, наиболее ярко выражено летом. Поздней осенью и зимой отмечено резкое снижение интенсивности течений, измеренных на уровне 15 м., хотя никакого ослабления ветров не наблюдалось. Это явление может связываться с влиянием очень устойчивой стратификации приповерхностного слоя, которая формируется в этот сезон благодаря повышенному речному стоку и эффективно изолирует подповерхностные воды от атмосферного вынуждения.

-Наблюдавшиеся течения были преимущественно параллельны батиметрии, и вдоль-береговая составляющая скорости в среднем приблизительно втрое превышала перпендикулярную берегу компоненту. Вдольбереговая скорость была в высокой степени коррелировала с напряжением ветра (коэффициент корреляции около 0.7 при временном сдвиге в 18-24 часа). Для поперечной компоненты скорости аналогичная корреляция выражена слабо. Изменчивость скорости была достаточно однородной по вертикали в слое между уровнями 15 м. и 40 м. Спектральный анализ указывает на преобладание в изменчивости временных масштабов, связанных с воздействием метеорологических факторов (периоды от 2 до 10 дней). Приливные течения оказались слабыми и почти чисто суточными.

-Вместе с сериями скорости течения и напряжения ветра, на заякоренной станции получены также ряды температуры и солености при временном разрешении 30 минут. Изменчивость термохаяинных параметров представима в виде суперпозиции сезонного тренда п адвективного шума, коррелированного со скоростью течения. В частности, наблюдались резкие изменения солености на почта 5 psv, и температуры иа 1-2 градуса в течение всего нескольких часов, вероятно, связанные с прохождением фронтальной зоны.

-Значительный архив региональных спутниковых изображений в инфракрасном (AVHRR / NOAA) и видимом (AVI1RR / NOAA, SeaWIFS) диапазонах, накопленный в Университете Рио Цэанде, указывает на структуру местной циркуляции, включающую шельфовое течение к северу, возникающее у эстуария Плата или южнее, и прослеживающееся вдоль побережья до 27° или севернее, и течение, направленное на юг восточнее кромки шельфа. В пользу этой схемы циркуляции могут быть приведены как качественные аргументы, основанные на изучении большого количества изображений, так и количественные оценки полей скорости по спутниковым данным методом МСС.

-Таким образом, прямые измерения и спутниковые данные подтверждают существование геострофического шельфового течения на север, ранее предсказанного при применении обратного метода, обсуждепного в Главе 4.

В Шестой главе диссертации приводятся некоторые дополнительные результаты, подтверждающие выводы предыдущих глав.

В сентябре 1998 г. был реализован специализированный эксперимент, основанный на CTD-зондировании внутреннего шельфа одновременно с борта судна и с вертолета. Насколько нам известно, синоптическое вертолетное CTD-зондирование было выполнено впервые в юго-западном секторе Атлантики. В первой части главы обсуждены результаты этого эксперимента, одной из задач которого была проверка гипотезы [Guerrero ef al, 1997] о том, что именно воды эстуария Патос-Мирим ответственны за низкие значения солености на шельфе между Рио Гранде и Пунта

деяь Эсте. На борту вертолета Esquilo бразильского ВМФ находился CTD-зонд системы SeaBird. Во время выполнения станций, вертолет "зависал" па высоте 5-10 метров над поверхностью океана, и для измерения прибор опускался вручную на 30-метровом тросе. Одновременно с этим выполнялось зондирование с борта военно-гидрографического судна Comandante Várelo. Всего с вертолета было реализовано 13 станций (6 вдоль зонального разреза на широте 32°40' ю.ш., 5 вдоль линии берега да расстоянии 2-3 километров от пего, и 2 в непосредственной близости от выходного канала Патос-Мирим). Судном было выполнено 8 станций по линии, соединяющей порт Рио Гланде и наиболее удаленную от берега станцию вертолетной секции.

Наблюдаемые различия вертикальной структуры от станции к станции говорят о том, что, несмотря на начальный импульс в южным направлении, с которым материковые воды покидают эстуарий Патос-Мирим, пресноводный плюмаж сразу же отделяется от берега. Таким образом, прибрежные станции выполненого полигона, даже близкие геометрически к эстуарию, оказались вне основной зоны распресне-ния, поэтому аффект пресноводного подавления вертикального перемешивания для них не выражен и вся колонна воды является кваэиоднородной. При удалении от берега, однако, эффект распреснекия усиливается, и связанная с этим повышенная вертикальная устойчивость ответственна за появление локального пикноклина.

Представление о том, что плюмаж Патос-Мирим отделяется от берега на расстоянии всего нескольких километров от устья, отклоняясь к востоку и северо-востоку, хорошо иллюстрируется и горизонтальными распределениями солености (Рис. 6.4) и температуры (распределения построены для глубины 1 метр). Поле поверхностной солености включает фронтальную зону, расположенную почти перпендикулярно берегу, и пересекающуюся с ним примерно на широте 32.2" ю.ш., то есть всего в 5-10 километрах от канала Рио Гранде, причем соленость растет в южном направлении на 0.5-1 psti на километр. К северу от эстуария значения солености, по-видимому, ниже, чем к югу. В юго-западной части полигона отмечаются значения солености 30-32 psu, вообще характерные для шельфа Уругвая и юга Бразилии вследствие влияния эстуария Плата. Таким образом, влияние устья Патос в этой области малосущественно. Распределение поверхностной температуры в целом повторяет структуру распределения солености, однако интересно отметить, что фронт в южной окрестности канала Рио Гранде слабо выражен в ТПО. Температура внутри зоны влияния плюмажа более чем на градус выше, чем температура окружающих вод. Это связано с тем, что ранней весной воды комплекса Патос-Мирим теплее океанских, еще хранящих низкую зимнюю температуру. Наибольшая устойчивость колонны наблюдается непосредственно у эстуария и к северу от него (характерный изгиб изолинии указывает на отклонение плюмажа к востоку).

В юго-западной окопечпости полигона, слабо затропутой влиянием стока Патос-Мирим, устойчивость ииже почти па порядок.

В целом, полученные данные свидетельствуют против гипотезы [Guerrero et al, 1997] о том, что пониженные значепия солености к югу от Рио Гранде связаны с влиянием стока комплекса Патос-Мирим, которое, по мнению этих авторов, ощутимо вплоть до Пунта дель Эсте в 500 километрах южнее эстуария. Как мы видели выше, в прибрежной зоне распреспение, созданное эстуарием Патос-Мирим, перестает наблюдаться уже на дистанции 30-40 километров к югу от последнего. Поэтому пониженвая соленость на внутреннем шельфе между Пунта дель Эсте и Рио Гранде должно связываться, скорее всего, с водами эстуария Плата, переносимыми к северу течением Рио Гланде.

Вторая часть главы посвящена описанию влияния распреснения верхнего слоя на вертикальное турбулентное перемешивание. Это единственный параграф работы, в котором использованы данные, не относящиеся к району исследования, а именно данные, полученные в ходе эксперимента TOGA/COARE в экваториальной части Тихого океана. Конечно, в центральной Пацифике источником распреснения являлся не материковый сток, а ливневые осадки, однако аналогичный механизм блокировки вертикального обмена характерен и для шельфа южной Бразилии и Уругвая, поэтому данные COARE могут служить полезной иллюстрацией.

Рассматривается отклик верхнего океана на распреснение поверхности, последовавшее в результате ливневых осадков, связанных с прохождением 13 линия шквала над нис Моапа Wave Университета штата Вашингтон (США). Судно участвовало в реализации эксперимента TOGA/COARE (Tropical Ocean Global Atmosphere / Coupled Ocean Atmosphere Response Experiment) и в период между 20 декабря 1992 г. и 12 января 1993 г. было стационироваяо в точке 1°45' ю.ш., 156° в.д., в центре так называемого Массива Интенсивных Потоков (Intensive Flux Array). Поблизости от судна (на расстоянии около 5 миль) был заякорен метеобуй IMET (Improved Meteorological Instrument), которым регистрировались метеорологические данные. Вертикальное зондирование температуры, солености и скорости течения осуществлялось с борта судна микроструктурным зондом CHAMELEON [Moum et al., 1995]. Интервалы между последовательными профилями составляли 6-10 минут. За время эксперимента над судном прошли 15 линий шквала. Эти конвективные структуры типичны для атмосферы над экваториальным океаном и ответственны за почти 50% общей суммы осадков (например, [Zipser, 1977]). На поверхности прохождение шквала обычно сопровождается резким усилением ветра (вплоть до 70 узлов), понижением температуры воздуха на 3-5°С, и ливневым дождем (регистрировалась интенсивность осадков до 500 мм/час, [Hönze, 1977]. В результате изменений температуры воздуха и скорости ветра, поток явного тепла с поверхно-

сти возрастает, иногда вчетверо. Аналогичное увеличение характерно и дм потока скрытого тепла. Если атмосферные явления, связанпые с линиями шквата, достаточно хорошо известны (более подробная информация о шквалах во время COARE дана в [Young et al., 1995]), то отклик верхнего океана на прохождение шквала практически неизучен.

Из 15 прохождений линий шквала над нис Моапа Wave, 2 события были исключены из рассморенпя из-за недостаточности данных. Оставшиеся 13 шквалов представляют менее 3% общего времени наблюдений, однако ответственны за 46% суммы осадков и около 8% кинетической энергии, переданной океану ветром. Среди 13 случаев, средняя интенсивность осадков вариировалась от 5.7 до 36.0 мм/час, а среднее напряжение ветра - от почти нуля до 0.22 Nm'2. Охлаждение поверхности происходило, в основном, вследствие усиленных ветром потерь скрытого тепла, а также за счет добавления холодной дождевой воды, температура которой была на 4-5°С ниже ТПО (см. также [Smyth et al., 1996b, Flament and Sawyer, 1995]).

В результате действия ветра, повышенные значения скорости которого наблюдались в течение предшествующих недель, верхний 70-метровый слои был очень хорошо перемешан. На этом однородном фоне было отчетливо видно появление в результате прохождения шквалов тонкого относительно пресного и холодного слоя, который мы обозначим как "шквальный" (образование подобных структур в результате действия осадков ранее наблюдалось [Price, 1979]). Присутствие шквального слоя обычно прослеживалось в течение нскопьких часов после прохождения шквала, на протяжении которых он распространялся вниз на 10-20 метров, а затем диссшшровал. На стадии наилучшей выраженности шквального слоя, температура в нем была на 0.1-0.2°С, а соленость - на 0.1-0.2 рз-и ниже, чем в окружающих водах. Понижения температуры и солености имеют эффекты разного знака на изменение плотности. Во всех рассмотренных случаях влияние распреснения оказывалось сильнее, поэтому для шквальных слоев были характерны значения плотности, пониженные на 0.05-0.15 хг/м3. Таким образом, шквальные осадки во всех случаях приводили к формированию устойчивой шюгносгнон стратификации у поверхности. Этим процессом в знанчительной степени модулировалась интенсивность подповерхностного перемешивания.

В верхнем слое можно выделить две зоны, обнаруживающие противоположный отклик интенсивности перемешивания, мерой которой можно считать скорость диссипации кинетической энергии турбулентности (КЭТ) е, на прохождение шквала. В пределах шквального слоя, е на порядок возрастает, однако в нижележащих слоях наблюдается столь же значительное уменьшение е. Первое из этих явлений не являлось неожиданным - шквальные ветра ведут к интенсификации обрушепия волн, локальной циркуляции Ленгмюра, и градиента горизонтальной скорости у

поверхности. Все это должно приводить к увеличению интенсивности перемешивания в пределах шквального слоя [Anis and Mourn, 1995, Weller and Price, 1988]. Второе из них, однако, обсуждается нами в [Smyth et at., 1997] впервые, хотя физический механизм затухания турбулентности под распресненным слоем достаточно очевиден. Связанная с распреснепием поверхности устойчивая плотностная стратификация приводит к тому, что приповерхностный слой начинает выступать в качестве своего рода "жесткой крышки", изолирующей нижележащие воды от потока энергии, поступавшего через поверхность. В отсутствие (или при снижении интенсивности) источников КЭТ наступает затухание перемешивания вследствие вязкой диссипации.

Затухание турбулентности в слое, лежащем ниже шквального, оказалось статистически значимым эффектом, наблюдавшимся во всех 13 рассмотренных примерах. Для каждого из случаев рассчитывалась величина бе = ^ где q, и еа суть средние значения скорости диссипации КЭТ в диапазоне глубин 15-40 метров"до" и "после" появления шквального слоя, соответственно. В тринадцати наблюдениях, St всегда больше 1 и принимает зпачения от 2 до 27. Известпо, что в отсутствие источников вязкая диссипация обратно пропорциональна квадрату времени (например, [Tennekes and Lumley, 1972]). В наших измерениях, однако, наблюдалось скорее экспоненциальное затухание. W. D. Smyth теоретически показал, что это несоответствие может быть связано с тем, что поток КЭТ через пижпюю границу шквального слоя остается ненулевым, то есть изоляция от поверхности является лишь частичной.

Эти данные приведены здесь в качестве количественной иллюстрации влияния рас-преснения поверхностного слоя на процессы вертикального пермешивалия. На шельфе южной Бразилии и Уругвая эти эффекты реализуются в результате влияния пресноводного стока, причем они должны проявляться значительно сильнее вследствие гораздо более высокой, чем в рассмотренных выше примерах, соленост-ной стратификации. По данным измерений TOGA/COARE, величина 8е зависила от скачка солености AS между распресненным и нижележащим слоем приблизительно линейным образом. Если эта линейность сохраняется и в более широком диапазоне AS, то при значепиях распреснения, наблюдаемых на южпобразильском шельфе следует ожидать снижения интенсивности перемешивания на 2-3 порядка.

Резюме частных результатов этой главы состоит в следующем:

-Впервые детально исследована термохалияная структура внутреннего шельфа в районе эстуария Патос-Мирим и к югу от него. CTD зондирование было выполнено одновременно с борта исследовательского судна и с вертолета. Особое внимание уделено влиянию речного стока на вертикальную устойчивость вод шельфа.

-Благодаря влиянию материкового стока, значительная площадь шельфа, примыкающая к каналу Рио Гранде, занята водами пониженной солености (23 - 29 psu) при очень высокой халинной и плотностной стратификации. В верхнем пятиметровом слое частота плавучести достигает значений порядка 0.1 с-1, а вертикальный градиент солености - порядка нескольких (вплоть до 15!) psu на метр. Однако, в прибрежной зопе южной оконечности рассмотренного полигона (к югу от 32.5" ю.ш.) влияние эстуария Натос практически не ощущается, устойчивость колонны является на порядок меньшей и весь слой от поверхности до дна хорошо перемешан. -Полученные данные указывают на то, что распространение пресной воды из эстуария Патос-Мирим в южном направлении ограничено, несмотря на то, что начальный импульс выходящих ио эстуария вод направлен к югу. Плюмаж распресне-ния "поверхностно-адвективного" типа, по классификации [ Yankovsky and Chapman, 1997], смещается на восток и северо-восток. К югу от канала Рио Гранде, мощный соленостный фронт наблюдается всего в 5-15 километрах от устья, и вдоль побережья южнее этого фронта влияние вод эстуария Патос-Мирим не является выраженным. Это свидетельствует против гипотезы [Guerrero et al., 1997] о том, что пониженная соленость на внутреннем шельфе Уругвая связана с переносом вод Патос-Мирим к югу, и еще раз косвенно указывает на существование течения Рио Гранде, переносящего к северу распресненные воды от эстуария Плата. -На основе микроструктурных измерений эксперимента TOGA/COARE в экваториальной части Тихого океана, рассмотрено влияние распреснения поверхности в 13 эпизодах ливневых осадков на термохалинную структуру и перемешивание верхнего слоя. Шквальные осадки приводили к образованию устойчивого относительно холодного и пресного слоя у поверхности, который затем диффундировал вниз до глубины 10-20 метров и диссипировал в течение нескольких часов. В пределах этого "шквального" слоя, на 0.1-0.2°С более холодного, на 0.1-0.2 psu менее соленого и на 0.05-0.15 кгм~3 более легкого, чем нижележащие воды, во время прохождения шквала наблюдалось увеличение интенсивности перемешивания приблизительно на порядок. Однако в слое, лежащем ниже, одновременно отмечалось экспоненциальное (во времени) затухание турбулентности, причем величина St = jj, где e¡, и ta - средние значения скорости диссипации кинетической энергии до и после появления распреснения, варьировалась между 2 и 27. Аналогичный механизм подавления вертикального перемешивания за счет повышения плотностной стратификации при распреснении верхного слоя является, по видимому, важным фактором формирования термохалинпого режима шельфа, находящегося под влиянием массивного пресноводного стока. По данным измерений TOGA/COARE, величина бе зависела от скачка солености ДS между распресненным и нижележащим слоем приблизительно линейным обраоом. Если эта линейность сохраняется и в более широком диапазоне AS, то при значениях распреснения, наблюдаемых на южно бразильском

шельфе следует ожидать снижения интенсивности перемешивания на 2-3 порядка.

В Заключении обобщаются частные выводы работы, сделанные выше, и формулируются основные результаты. Эти результаты также обсуждаются в контексте той информации о других сходных районах или условиях, которая имеется в литературе.

Можно привести несколько примеров шельфовых течений, направленных против общей циркуляции прилегающего глубокого океана и вопреки преобладающему ветру. Может быть, наиболее известным является пример шельфа западного побережья Австралии (Leeuwin Current, [Smith ct al., 1991]). Происхождение таких течении, однако, может быть различным. Как отмечалось выше, в северном полушарии непосредственным аналогом рассмотренной нами области является шельф в районе Ньюфаундлендской энергоактивиой зоны, то есть залив Святого Лаврентия и шельф к югу от него. Это сходство обеспечивается не только близостью конвергенции течений субтропического и субполярного круговоротов (Гольфстрима и Лабрадорского течения в северном полушарии, Бразильского и Мальвинского течений в южном), но и достаточной шириной шельфа и присутствием в обоих случаях значительных источников материкового стока (река Святого Лаврентия и устье Плата, соответственно). Известно, что на шельфе южнее залива Святого Лаврентия существует среднее вдольбереговое течение к югу (то есть в направлении, противоположном направлению Гольфстрима), которое прослеживается более чем на 1000 километров (например, [Csanady„ 1997]). Это шельфовое течение, переносящее от 0.14 до 0.38 Св (что достаточно близко к оценкам переноса течения Рио Гранде), некоторыми авторами связывается по происхождению с действием речного стока, [Chapman and Beardsley, 1989]. Как и в рассмотренном нами случае, пространственно-временная структура термохалинных полей в этой области существенно отличается от структуры этих полей в прилегающих водах.

Данные гидрологической съемки в районе стоковой линзы реки Конго представлены в работе [Родионов, Грановский, 1994]. Распреснешгые (S < 30psu) воды образуют там струйное течение северо-западного направления, протяженностью 350-450 километров и шириной 50-70 километров. Средний расход Конго приблизительно втрое ниже, чем расход Платы, поэтому площадь линзы и протяженность течения оказываются соответственно меньшими. По всей площади линзы распресне-ние прослеживается до глубин в десятки метров, однако наибольший вертикальный градиент наблюдается в верхних 5-10 метрах, где отмечается скачок солености на несколько рай. В целом, особенности термохалинной структуры в распресненной зоне были аналогичными подробно описанным выше для южно бразильского шельфа. Важное отличие состоит, однако, в том, что стоковое течение отклонялось не влево (по силе Кориояиса), а вправо. Это должно быть связано с близостью рай-

она к экватору (Конго впадает в океан около 5° ю.ш.) и хорошо развитым общим течением к северу, в которое плюмаж Конго вовлекается аналогично тому, как это происходит с плюмажем Патос-Мирим.

Примером распространения речного стока при отсутствии силы Кориолиса является стоковая линза Амааонки, поскольку устье Амазонки расположено почти точно на экваторе. Линзы распреснения Амазонки были изучены в работах [Булатов, Полосин, 1973] и [Булатов и Эр., 1986] . По мощности стока Амазонка занимает первое место в мире - ее годовой сток достаточен для того, чтобы покрыть Средиземное море слоем пресной воды толщиной 3 метра. В паводок распресненная вода распространяется по шельфу в обе стороны, то есть и к северо-западу и к юго-востоку на растояние до 800 километров. Вместе с этим, часть речных вод пересекает струю Гвианского течения и образует линзы распреснения восточнее его оси, которые затем медленно перемещаются к северу. Примечательно, что в линзах Амазонки зарегистрирован слой инверсии температуры, вполне аналогичный обнаруженному нами в южно бразильских водах. Таким образом, температурные инверсии являются, по видимому, общим свойством районов, находящихся под влиянием массивного материкового стока.

В работе [ Wahby and Bishara, 1981] приведены интересные данные об изменениях в термохалинном режиме части Средиземного моря, прилегающей к устью Нила, после строительства Асуанской плотины. Термохалинный отклик на резкое изменение речного стока прослеживался в прибрежной зоне на протяжении сотен километров от устья.

Выявленные в предлагаемой работе на примере южнобразальского и уругвайского шельфов закономерности динамического режима и распределений термохалинной изменчивости на шельфе под воздействием речного стока, вероятно, применимы к перечисленным выше и к ряду других прибрежных районов океана, в которых, однако, до настоящего времени они не изучены достаточно детально. Обнаруженные особенности термохалинной структуры и изменчивости несомненно связаны с влиянием материкового стока - на широком шельфе без существенного речного стока характер изменчивости иной и гораздо более пространственно однородный (см., например, обзор [Coachman, 1986] о шельфе восточной части Берингова моря, одном из самых широких и наиболее хорошо изученных шельфов Мирового океана).

Заключение

Основные результаты диссертационной работы:

1. Океанографические условия на шельфе южной Бразилии и Уругвая определяются прежде всего воздействием материкового стока. Шельф между континентом и

осью Бразильского течения занят течением противоположного направления. Это впервые обнаруженное течение ("течение Рио Гранде"), существование которого подтверждается прямыми и дистанционными наблюдениями, анализом термохалин-цых полей и регионального теплового баланса, имеет геострофическую баротропно-эквивалентную природу и переносит к северу воды из области эстуария Плата, при протяженнности до 2000 километров вдоль побережья Уругвая и бразильских штатов Рио Гранде и Сайта Катарина - густонаселенного и экономически важного района Южной Америки. Полоса низкой солености на внутренней части шельфа между устьями Плата и Патос-Мирим связана с пресноводным стоком первого, а не второго, как считалось ранее.

2. В соответствии с особенностями пространственно-временной термохалинной структуры, на шельфе естественно выделяются две области: внутренняя, контролируемая в основном стоковым распресяением, и внешняя, находящаяся вне его прямого влияния. При этом характер изменчивости термохалинных полей в этих двух зопах оказывается совершенно разным во всех временных масштабах. Так, амплитуда годового хода ТПО во впутреяней зоне оказывается значительно (в 2-3 раза) выше, чем на остальной части шельфа. При этом показано, что до 50% общей амплитуды связано с влиянием адвекции материкового стока. Сезонный ход ТПО в этой зоне также отличается высоким вкладом со стороны полугодовой и высших гармоник. Общая межгодовая среднеквадратичная изменчивость термохалинных полей в распресненной области шельфа также в 1.5-2 раза выше, чем в остальной части шельфа, и обладает иной спектральной структурой: здесь выше относительная роль низкочастотной изменчивости (декадная и междекадная части спектра).

3. Для зоны влияния стокового течения характерны экстремально высокие вековые тренды ТПО (до более 1.5"С) за 100 лет.

4. Документировано существование взаимосвязи между изменчивостью расхода источников пресноводного стока и ТПО (даже в сотнях миль от устья и в десятках миль от побережья) в декадном временном масштабе. Аналогичная корреляция отмечается и для низкочастотных миграций фронтальных зон на шельфе. Механизм этой низкочастотной модуляции ТПО материковым стоком не сводится к простому обмену теплом между океаном и речными водами при перемешивании, и должен быть связан с динамическим влиянием стоковой линзы на шельфовую циркуляцию.

5. В зоне стоковой линзы наблюдаются повышенные амплитуды суточного хода температуры поверхности океана (иногда более 1°С), однако из-за исключительной устойчивости распресненной колонны воды и крайне ограниченного вертикального перемешивания эта амплитуда быстро падает с глубиной и обычно перестает быть обнаружпмой уже на уровне 10 метров. Суточный ход ТПО в этой области может быть приближенно параметризован комбинациями а-Ь/З^^ или 7Лэ/гт-1 (где N -облачность, IV - скорость ветра, Зи~ максимальный тепловой поток па поверхности,

т - напряжение ветра, а а, ß и 7 - численные константы). Вид зависимости амплитуды суточного хода ТПО от облачности выведен также теоретически с помощью простой одномерной модели. Во внешней зоне шельфа суточный ход температуры верхнего слоя в несколько раз слабее на поверхности, но прослеживается до больших глубин.

6. Циркуляция распресненной зоны шельфа может рассматриваться, как суперпозиция фонового стокового течения, имеющего геострофический характер, и более изменчивых дрейфовых течений, связанных с локальным напряжением ветра. При этом лишь вдольбереговая компонента полного течения имеет составляющую, коррелированную с ветром, а нормальная берегу компонента такой корреляции не обнаруживает. Таким образом, нормальная берегу компонента скорости определяется иными физическими механизмами (возможно, неустойчивостью и меандриро-ванием стокового течения).

7. В области, занятой стоковым течением, подаатешге вертикального перемешивания на 2-3 порядка приводит к появлению в зимнее время инверсий температуры, когда последняя возрастает от поверхности в слое толщиной до 50 метров на величину до 5 и более градусов. При этом колонна остается стабильной благодаря поверхностному распреснению.

8. Пресноводные плюмажи из устьев с относительно малым расходом быстро вовлекаются в фоновое вдольбереговое течение независимо от начального направления стоковой струи. Это согласуется с результатами численного моделирования [Гриценко и др., 1999] о возможности отделения стоковой линзы от берега лишь в том случае,,если начальная скорость стокового течения как минимум на порядок превышает скорость фонового вдольберегового течения.

9. Предложен способ расчета полей поверхностной скорости на основе замыкания балансов тепла и массы в верхнем квазиоднородном слое, и его реализация, связанная с декомпозицией скорости на компоненты, соответственно параллельные и нормальные локальному градиенту ТПО. К факторам, ограничивающим применимость метода, относится его существенная двумерность, а также высокая чувствительность по отношению к точности определения полей поверхностных потоков. Вместе с тел в областях интенсивной горизонтальной адвекции (например, в областях под влиянием материкового стока) метод может давать результаты, хорошо согласующиеся с прямыми и спутниковыми измерениями скорости.

Благодарности

Часть вошедших в работу результатов получена в соавторстве с рядом бразильских (Е. Campos, С. Garcia, R. Ghisolfi, S. Giansella-Galväo, О. Moller Jr, I. Wainer), американских (J. Moum, W. Smyth) и российских (С. М. Абдуллаев, И. С. Ким, В. М. Хан) ученых. Очень полезными были обсуждения с М. Mata, Ii. Mataco, I.

Soares я О. И. Завьяловым. Работа выполнена при участии моих аспирантов F. Pimenta п М. G. Duro п студентов-дипломников J. Absy, G. Castelao и D. Urbano Neto из Университета Рио Гранде.

Завершение и представление этой работы было бы невозможным без заинтересованной поддержки со стороны многих сотрудников Института океанологии им. П. П. Ширшова РАН и его директора проф. С. С. Лаппо, который еще с моих студенческих лет всегда оказывал мне неоценимую помощь. Я глубоко благодарен всем сотрудникам Лаборатории экспериментальной физики океана ИОРАН, радушно припавшим меня в свой замечательный коллектив в начале 1999 года, и заведующему этой лабораторией д.ф.-м.н. А. Г. Зацепину за всестороннюю помощь. Хотелось бы выразить самую искреннюю признательность А. И. Гинзбург, В. А. Гриценко, С. Н. Дикареву, А. Г. Костяному, Н. П. Незлипу, С. Г. Пояркову, II. А. Шеремету и ряду других коллег за совместную работу и дружескую поддержку,

Я очень многим обязан - не только в научном отношении - А. Е. Рождественскому, руководившему моей дипломной работой и затем кандидатской диссертацией.

На равных этапах выполнения работы я пользовался финансовой поддержкой в виде стипендий или грантов Орегонского университета (США), Национального совета научных исследований (CNPq, Бразилии), Фонда поддержки научных исследований штата Рио Гранде до Сул (FAPERGS, Бразилия), Межамериканского института изменений климата (1AI) и Российского фонда фундаментальных исследований.

Всем, кто в той или иной форме способствовал осуществлению этой работы, я хочу выразить мою глубокую благодарность.

Список основных публикаций по теме диссертации1

1. Zavialov, Р. О., R. D. Ghisolfi, and С. А. Е. Garcia, 1998. An inverse model for seasonal circulation over the Southern Brazilian shelf: neai-surfave velocity from the heat budget. Journal of Physical Oceanography, 28, 4, 545-562.

2. Zavialov, P. 0., I. Wainer, and J. M. Absy, 1999. Sea surface temperature variability off southern Brazil and Uruguay as revealed from historical data since 1854. Journal of Geophysical Research, 104, 21 021 - 21 032.

3. Smyth, W. D., P. 0. Zavialov, and J. T. Moum, 1997. Decay of turbulence in the upper ocean following sudden isolation from surface forcing. Journal of Physical Oceanography, 27, 5, 810-822.

4. Zavialov, P. 0., S. M. F. Gianesella-Galvao, F. M. Pimenta, G. P. Castelao, and S. M. Abdoullaev, 2000. Diurnal variability of sea temperature and related phenomena on

приведенный список не включает более 20 опубликованных коротких тезисов докладов по теме работы и 7 полноформатных статей, опубликованных в виде препринтов или внутренних отчетов.

the continental shelf of Southern Brazil. Continental Shelj Research, 20, 1, 15-35.

5. Absy, J. M., and P. 0. Zavialov, 1999. On seasonal variability of air temperature over Southwestern Atlantic as revealed from historical ship observations. Revista Atlantica, 2, 45-53.

6. Zavialov, P. 0., 0. O. Moller Jr., and E. Campos, 2000. First direct measurements of currents on the continental shelf of Southern Brazil. Continental Shelf Research, в печати.

7. Khan, V. M., and P. 0. Zavialov, 1998. Interannual to interdecadal variability of precipitation in Southern Brazil. Proc, X Congresso Brasileiro e Latinoamericano de Meteorología, Brasilia, Brazil, Proceedings in CD-ROM, 6 pp.

8. Zavialov, P. 0., and V. S. N. Murty, 1995. On the estimation of eddy diffusivity coefficient of heat in the upper layer of the Arabian sea. Indian Journal of Marine Sciences, 24, 177-185.

9. Khan, V. M., N. Krusche and P. 0. Zavialov, 1995. A note on the influence of local vegetation upon representativity of routine wind measurements. Revista Brasileira de Meteorología, 10, 2, 48-53.

10. Завьялов П. О., 1992. О влиянии облачности на суточный ход температуры поверхности океана. Гидрология и Метеорология, 4, 47-52.

11. Завьялов П. О., Рождественский А. Е.,1991. К теории температурного режима пограничных слоев океана и атмосферы в суточном цикле. Известия АН СССР, сер. ФАО, 27, 1, 51-55.

12. Рождественский А. Е., Завьялов П. О., 1986. Взаимодействие океанского прилпва и полусуточного колебания атмосферного давления. В сб.: Формирующие гидрометеорологические процессы в энергоактивных среднеширотных областях мирового океана. Ред. Даппо С. С., Москва, Гидрометеоиздат, 1986.

13. Гриценко В. А., Завьялов П. О., Костяной А. Г., 1999. О взаимодействии речного стока и вдольберегового течения. Физическая Экология, 4, 62-68.

14. Завьялов П. О., Хан В. М-, 1992. Совместная модель температурного режима пограничного слоя атмосферы над прибрежным океаном. Труды Гидрометцентра, 317, 57-62.

15. Завьялов П. О., 1992. Суточный цикл в тепловом и механическом взаимодействии контактных слоев океана и атмосферы. Диссертация на соиск. уч. степени к.ф.-м.н., М, ГОИН.

16. Zavialov, Р. О., and I. S. Kim, 1996. A study on marine climatology in the South Brazilian coastal waters. Proc. VII Congresso Latinoamericano e Ibérico de Meteorología, Buenos Aires, Argentina, 277-279.

17. Kim, I. S., and P. 0. Zavialov, 1996. Rela^ao entre variares da temperatura do mar e características do dimana regiao sul do Brasil. Proc. VII Congresso Latinoamericano e Ibérico de Meteorología, Buenos Aires, Argentina, 354-356.

18. Zavialov, P. 0., and J. M. Absy, 1997. Decadal variability of the Brazil-Malvinas confluence winter position, revealed from 141-yea.rs-long historical data record. Proc. VII Congresso Latinoamericana solrt Ciencias do Mar, Santos, Brasil, 560-561.

19. Zavialov, P. O., and J. M. Absy, 1997. Variabilidade interdecadal e interanual na regiäo da confluencia Brasil-Malvinas revelada através de dados históricos desde 1851. Proc. IX Semana Nacional de Oceanografía, Itajaí, Bra2il, 511-513.

20. Moller Jr., O. O., D. Urbano Neto, and P. O. Zavialov, 1998. Dinámica da plataforma interna do Rio Grande do Sul. Proc. XI Semana Nacional de Oceanografía, Rio Grande, Brazil, 374-376.

21. Absy, J. M., and P. O. Zavialov, 1998. Variabilidade sazonal da temperatura do ar sobre Atlántico Sudoeste. Proc. XI Semana Nacional de Oceanografía, Rio Grande, Brazil, 366-368.

22. P. O. Zavialov and O. O. Moller Jr., 1998. Modelling and observations of currents off Southern Brazil and Urugay: the Rio Grande Current. IN: Oceanic Fronts and Related Phenomena, IOC Workshop Report Series, Nr. 159, UNESCO, 6 pp.

23. P. O. Zavialov and J. M. Absy, 1998. Low frequency SST variability in Southwestern Atlantic. IN: Oceanic Fronts and Related Phenomena, IOC Workshop Report Series, Nr. 159, UNESCO, 6 pp.

24. Zavialov, P. O., 1996. Modelling and observations of air-sea interactions in the South Brazilian coastal waters: a review of recent studies conducted by FURG. Workshop on a South American Modeling Cooperative for Global Change Related Oceanic, Coastal and Estuarine Processes, USP, Säo Paulo, Brazil, 11-16.

ПРИЛОЖЕНИЕ

Нумерация рисунков соответствует тексту диссертации

80ЛТ 60\У 40№ 20\\ О 20Е

Рис. 1.1. Район исследования и схема общей циркуляции южной Атлантики.

Рис. 2.4. Распределение поверхностной солености (лето 1981).

Рис. 2.10. Профили температуры, солености, плотности, и диаграмма ТЭ, характерные для распресненной зоны зимой. Станция 12 рейса АКС0297, 27.07.97, •32<,10' ю.ш., 50°05' о.д. Видна мощная инверсия температуры в слое распреснения.

долгота

долгота

Рис. 3.4. Амплитуда годового хода ТЛО в градусах (а) и часть ее, связанная с динамическими факторами (6).

т

Рис. 3.15. Профильтрованные серии фронтального индекса (тонкая кривая) и среднегодовой мощности стока реки Парана (толстая кривая).

Циркуляция и ТЛО

Зиыа

зост/в

Веска

. 20 ал/э

-52 -31

Долгота

I ' 1 ' I -553 -5§2 =551 Долгота

■550

Лето

, ЗОст/з

Осень

, 20стЛ

Г1 -52 Долгота

I '""■ 1 I •53 -52 -51 -50

Долгота

Рис. 4.3. Расчитанные сезонные поля скорости. Показаны изотермы ТПО.

0.35 1М/тг

У«

60 СК5/8

' I'"' '■'■)■■

0 5

1 I 1 1 1 1 1 11 1 "■ 1 I 1

15 20 25 Время, сут.

............. '"' Ч '"•

30 35

Рис. 5.3. Векторные диаграммы для напряжения ветра, скорости течения на глубине 15 м. и скорости течения на глубине 40 и. за первые 32 суток наблюдений.

Поперечное напр.ветра, M/t?

-0.15 0 0.15

Поперечное напр. ветра, Mrrf

Рис. 5.7. Вдольбереговая скорость хак функция вдольбереговой и поперечной компонент ветра, за весь эксперимент (внизу) и Фазу 1 (вверху).

долгота

долгота

Рис. 5*16. Два примера полей скорости, полученных методом МСС.

Зап. долгота

Рис. 6.4. Распределение поверхностной солености у устья Патос-Мириы.

Содержание диссертации, доктора географических наук, Завьялов, Петр Олегович

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1: ОПИСАНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЯ И ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР

1.1. Крупномасштабная океанская и атмосферная циркуляция

1.2. Местная циркуляция, океанография шельфа и влияние пресноводного стока

ГЛАВА 2: КЛИМАТИЧЕСКИЕ ТЕРМОХАЛИННЫЕ ПОЛЯ И ТЕПЛООБМЕН МЕЖДУ ОКЕАНОМ И АТМОСФЕРОЙ

2.1. Данные, использованные в этой главе

2.2. Распределения термохалияных параметров и поверхностных тепловых потоков 49 Краткое изложение основных результатов главы

ГЛАВА 3: ИЗМЕНЧИВОСТЬ ПОЛЕЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ПОВЕРХНОСТИ ОКЕАНА В РАЗЛИЧНЫХ ВРЕМЕННЫХ МАСШТАБАХ

3.1. Данные, использованные в этой главе

3.2. Сезонная изменчивость

3.3. Вековые тренды ТПО

3.4. Межгодовая изменчивость: пространственное распределение и спектральные характеристики

3.5. Межгодовая изменчивость положения фронтальной зоны и ее связь с материковым стоком

З.б. Суточный цикл и изменчивость в подсуточных временных масштабах

3.6.1. Процедура выделения суточного цикла

3.6.2. Суточный цикл ТПО

3.6.3. Суточная изменчивость температуры и турбулентного теплового потока в верхнем слое 129 3.6.4- Поверхностные тепловые потоки 134 3.6.5. Суточный ход стратификации и ночные конвективные неустойчивости 136 Краткое изложение основных результатов главы

ГЛАВА 4: МЕТОД РАСЧЕТА ПОЛЕЙ СКОРОСТИ НА ОСНОВЕ ТЕПЛОВОГО БАЛАНСА И ЕГО ПРИМЕНЕНИЕ К РАЙОНУ СТОКОВОЙ ЛИНЗЫ ПЛАТА

4.1. Обратный метод расчета течений из теплового баланса

4.2. Условия существования и единственности решения

4.3. Численная процедура

4.4. Применение метода к району исследования 164 4-4-1- Сезонные поля адвекции 164 4-4-S. Сезонные поля скорости

4.5. Оценки точности 175 Краткое изложение основных результатов главы

ГЛАВА 5: ПРЯМЫЕ И СПУТНИКОВЫЕ НАБЛЮДЕНИЯ ТЕЧЕНИЙ В РАЙОНЕ ИССЛЕДОВАНИЯ: ТЕЧЕНИЕ РИО ГРАНДЕ

5.1. Данные, использованные в этой главе

5.2. Прямые измерения скорости на заякоренной станции

5.3. Спутниковая инфромация о местной циркуляции 204 Краткое изложение основных результатов главы

ГЛАВА 6: НЕКОТОРЫЕ ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

6.1. Данные, использованные в этой главе

6.2. Вертолетное и судовое СТБ зондирование стоковой линзы Патос

-Мирим

6.3. К оценке влияния поверхностного распреснения на турбулентное перемешивание 233 Краткое изложение основных результатов главы

Введение Диссертация по географии, на тему "Термохалинная изменчивость и динамические процессы на широком шельфе под влиянием интенсивного материкового стока"

ПРЕДИСЛОВИЕ

Предлагаемая работа включает и обобщает результаты, полученные в период с 1992 по 1999 годы. Значительную часть этого времени (с 1994 по 1998) автор провел в Бразилии в качестве приглашенного исследователя и лектора в лаборатории физической океанографии (Laboratorio de Oceanografía Física) физического факультета (Departamento de Física) университета города Рио Гранде (Fundagáo Universidade do Rio Grande). Часть работы, относящаяся к влиянию распресне-ния поверхности океана на турбулентное перемешивание, включает результаты, полученные в 1992-1993 гг в Орегонском университете (Oregon State University) в США.

Основные результаты работы представлены в следующих публикациях:

1. Zavialov, Р. О., R. D. Ghisolfl, and С. А. Е. García, 1998. An inverse model for seasonal circulation over the Southern Brazilian shelf: near-surfave velocity from the heat budget. Journal of Physical Oceanography, 28, 4, 545-562.

2. Zavialov, P. O., I. Wainer, and J. M. Absy, 1999. Sea surface temperature variability off southern Brazil and Uruguay as revealed from historical data since 1854. Journal of Geophysical Research, 104, 21 021 - 21 032.

3. Smyth, W. D., P. O. Zavialov, and J. T. Mourn, 1997. Decay of turbulence in the upper ocean following sudden isolation from surface forcing. Journal of Physical Oceanography, 27, 5, 810-822.

4. Zavialov, P. O., S. M. F. Gianesella-Galváo, F. M. Pimenta, G. P. Casteláo, and S. M. Abdoullaev, 2000. Diurnal variability of sea temperature and related phenomena on the continental shelf of Southern Brazil. Continental Shelf Research, 20, 1, 15-35.

5. Absy, J. M., and P. O. Zavialov, 1999. On seasonal variability of air temperature over Southwestern Atlantic as revealed from historical ship observations. Revista Atlantica, 2, 45-53.

6. Zavialov, P. O., O. O. Moller Jr., and E. Campos, 2000. First direct measurements of currents on the continental shelf of Southern Brazil. Continental Shelf Research, in review.

7. Khan, V. M., and P. O. Zavialov, 1998. Interannual to interdecadal variability of precipitation in Southern Brazil. Proc. X Congresso Brasileiro e Latinoamericano de Meteorología, Brasilia, Brazil, Proceedings in CD-ROM, 5 pp.

8. Zavialov, P. O., and I. S. Kim, 1996. A study on marine climatology in the South Brazilian coastal waters. Proc. VII Congresso Latinoamericano e Ibérico de Meteorología, Buenos Aires, Argentina, 277-278.

9. Kim, I. S., and P. O. Zavialov, 1996. RelaQáo entre variagóes da temperatura do mar e características do clima na regiáo sul do Brasil. Proc. VII Congresso Latinoamericano e Ibérico de Meteorología, Buenos Aires, Argentina, 354-356.

10. Zavialov, P. O., and J. M. Absy, 1997. Decadal variability of the Brazil-Malvinas confluence winter position, revealed from 141-years-long historical data record. Proc. VII Congresso Latinoamericano sobre Ciencias do Mar, Santos, Brasil, 560-562.

11. Zavialov, P. O., and 3. M. Absy, 1997. Variabilidade interdecadal e interanual na regiáo da confluencia Brasil-Malvinas revelada através de dados históricos desde 1854. Proc. IX Semana Nacional de Oceanografía, Itajaí, Brazil, 511-513.

12. Moller Jr., O. O., D. Urbano Neto, and P. O. Zavialov, 1998. Dinámica da plataforma interna do Rio Grande do Sul. Proc. XI Semana Nacional de Oceanografía, Rio Grande, Brazil, 374-376.

13. Absy, J. M., and P. O. Zavialov, 1998. Variabilidade sazonal da temperatura do ar sobre Atlántico Sudoeste. Proc. XI Semana Nacional de Oceanografía, Rio Grande, Brazil, 366-368.

14. P. O. Zavialov and O. O. Moller Jr., 1998. Modelling and observations of currents off Southern Brazil and Urugay: the Rio Grande Current. IN: Oceanic Fronts and Related Phenomena, IOC Workshop Report Series, Nr. 159, UNESCO, 6 pp.

15. P. O. Zavialov and J. M. Absy, 1998. Low frequency SST variability in Southwestern Atlantic. IN: Oceanic Fronts and Related Phenomena, IOC Workshop Report Series, Nr. 159, UNESCO, 6 pp.

16. Zavialov, P. O., Moum, 3. T., and W. D. Smyth. Local ocean response to squalls during COARE. Suppl. EOS Transactions, AGU, 1994, vol.75, 3, 185.

17. Zavialov, P. O., 1995. Inverse model of seasonal circulation in the coastal region near Brazil-Malvinas confluence from the heat budget XXIIUGG General Assembly, Boulder, Colorado, USA, abstract volume, p.B311.

18. Zavialov, P. O., 1995. Modelo inverso de ciicula§ao sazonal na regiáo costeira próxima a Confluencia Brazil-Malvinas através do balando de calor. VIII Semana Nacional de Oceanografía, Rio Grande, Brazil, abstract volume, p.138.

19. Zavialov, P. O., 1995. Modelo inverso de ciiculagao sazonal na regiáo costeira próxima a confluencia Brasil-Malvinas através do balando do calor VI Congresso Latinoamericano de Ciencias del Mar, Mar del Plata, Argentina, abstract volume, p.209.

20. Pimenta, F. M., and P. O. Zavialov, 1995. O ciclo diurno de temperatura na superficie do Atlántico Sudoeste. VI Congresso Latinoamericano de Ciencias del Mar, Mar del Plata, Argentina, abstract volume, p.133.

21. Zavialov, P. O., 1996. Inverse model for coastal circulation near Brazil-Falkland confluence, from the heat budget. IAPSO Proceedings, 19, 410.

22. Zavialov, P. O., 1996. Modelling and observations of air-sea interactions in the South Brazilian coastal waters: a review of recent studies conducted by FURG. Workshop on a South American Modeling Cooperative for Global Change Related Oceanic, Coastal and Estuarine Processes, USP, Sao Paulo, Brazil, 44-46.

23. Zavialov, P. O., and J. M. Absy, 1997. Interannual and seasonal variability at the Brazil-Malvinas Confluence revealed from historical data since 1854. WOCE South Atlantic Workshop, Brest, France, abstract volume, P67.

24. Zavialov, P. O., R. D. Ghisolfi, and C. A. E. Garcia, 1997. An inverse model for seasonal circulation in the Southern Brazilian shelf: near-surface velocity from the heat budget. WOCE South Atlantic Workshop, Brest, France, abstract volume, P56.

25. Zavialov, P. O., F. M. Pimenta, G. Casteláo, S. Abdoullaev, and S. Gianesella-Galváo, 1997. Diurnal cycling and related phenomena in the upper layer of Southwestern Atlantic ocean. WOCE South urnal cycling and related phenomena in the upper layer of Southwestern Atlantic ocean. WO CE South Atlantic Workshop, Brest, France, abstract volume, P71.

26. Zavialov, P. О., I. Wainer, and J. M. Absy, 1998. Low frequency variability of the Brazil-Malvinas Confluence front. Konstantin Fedorov Memorial Symposium on Oceanic Fronts and Related Phenomena. Sankt-Petersburg, Pushkin, Russia, abstract volume.

27. Zavialov, P. O., and O. 0. Moller Jr., 1998. Dynamics on the shelf adjacent to the Brazil-Malvinas Confluence front. Konstantin Fedorov Memorial Symposium on Oceanic Fronts and Related Phenomena. Sankt-Petersburg, Pushkin, Russia, abstract volume.

28. Zavialov, P. O., and O. O. Moller Jr., 1998. Seasonal circulation and associated advective fluxes of heat of Southern Brazil and Uruguay: modeling and in situ data. Annales Geophysicae, 16, Suppl. II, p. C547.

29. Zavialov, P. О., I. Wainer, and J. Absy, 1998. "Global change" at the Brazil-Malvinas Confluence: low frequency variability revealed bom historical data. Annales Geophysicae, 16, Suppl. II, p. C547.

30. Zavialov, P. O., and О. O. Moller Jr., 1998. Modelagem e observaçôes de correntes na plataforma sul brasileira e uruguaia. University of Rio Grande, Preprint DF17/98, Rio Grande, Brazil, 6 pp.

31. Zavialov, P. O., and J. M. Absy, 1998. Variabilidade de babea frequencia no Atlántico Sudoeste. University of Rio Grande, Preprint DF18/98, Rio Grande, Brazil, 6 pp.

32. Zavialov, P. O., R. D. Ghislolfi, and С. A. E. Garcia, 1998. Modelo de circulaçâo sazonal na plataforma sul brasileira: velocidade superficial calculada através de balanço de calor. University of Rio Grande, Preprint DF21/98, Rio Grande, Brazil, 33 pp.

33. Zavialov, P. O., S. M. F. Gianesella-Galvâo, F. M. Pimenta, G. Castelâo, and S. M. Abdoullaev, 1998. Variabilidade diurna da TSM e fenómenos relacionados na plataforma sul brasileira. University of Rio Grande, Preprint DF19/98, Rio Grande, Brazil, 24 pp.

34. Zavialov, Р. O., I. Wainer, and J. M. Absy, 1998. Variabilidade da TSM na plataforma sul brasileira revelada através de dados históricos. University of Rio Grande, Preprint DF20/98, Brazil, 27 pp.

Некоторые результаты и сведения, не входяшие в число основных выводов этой работы, но использованные в той или иной форме, опубликованны также в следующих статьях (последние б из них содержат результаты, вошедшие в кандидатскую диссетрацию автора):

35. Zavialov, Р. О., and V. S. N. Murty, 1995. On the estimation of eddy diffusivity coefficient of heat in the upper layer of the Arabian sea. Indian Journal of Marine Sciences, 24, 177-185.

36. Khan, V. M., N. Krusche and Р. O. Zavialov, 1995. A note on the influence of local vegetation upon representativity of routine wind measurements. Revista Brasileira de Meteorología, 10, 2, 48-53.

37. Shifrin, K. S., and P. O. Zavialov, 1999. On satellite estimation of very light rain and drizzle. Revista Brasileira de Meteorología, 14, 1.

38. Shifrin, K. S., and P. O. Zavialov, 1998. Sobre a detecgáo remota de precipitares leves. Univeisity of Rio Grande, Pxeprint DF22/98, Rio Grande, Brazil, 20 pp.

39. Гриценко В. А., Завьялов П. О., Костяной А. Г., 1999. О взаимодействии речного стока и вдольберегового течения. Физическая Экология, 4, 62-68.

40. Завьялов П. О., 1992. О влиянии облачности на суточный ход температуры поверхности океана. Гидрология и Метеорология, 4, 47-52.

41. Завьялов П. О., Рождественский А. Е., 1991. К теории температурного режима пограничных слоев океана и атмосферы в суточном цикле. Известия АН СССР, сер. ФАО, 27, 1, 51-55.

42. Рождественский А. Е., Завьялов П. О., 1986. Взаимодействие океанского прилива и полусуточного колебания атмосферного давления. В сб.: Формирующие гидрометеорологические процессы в энергоактивных среднеширотных областях мирового океана. Ред. Лаппо С. С., Москва, Гидро-метеоиздат, 1986.

43. Завьялов П. О., Хан В. М., 1992. Совместная модель температурного режима пограничного слоя атмосферы над прибрежным океаном. Труды Гидрометцентра, 317, 57-62.

44. Завьялов П. О., Ксенофонтов А. А., 1992. Совместная модель вариаций температуры в контактных слоях воздуха и моря. В сб.: 21 рейс нис "Академик Мстислав Келдыш". АО ИОАН, Калининград.

45. Завьялов П. О., 1989. К температурному режиму контактных слоев океана и атмосферы в суточных временных масштабах. IV Всесоюзная конференция по океанографии и морской биологии, Тезисы докладов, Севастополь, Украина.

В порядке апробации результаты работы неоднократно докладывались на семинарах университета Рио Гранде, в ряде других бразильских университетов, Орегонском университете в США, Институте Океанологии РАН (неоднократно), Государственном Океанографическом институте, на кафедре Океанологии МГУ им.

Ломоносова, а также на 24 научных конференциях, некоторые наиболее крупные из которых перечислены ниже:

TOGA/COARE Ocean Mixing Group Workshop (Seattle, USA, 1993); AGU 1994 Spring Meeting (San Diego, USA, 1994); XXI General Assembly of IUGG (Boulder, USA, 1995); IAPSO XXI General Assembly (Honolulu, USA, 1995); VI Congresso Latinoamericano de Ciencias del Mar (Mau: del Plata, Argentina, 1995); VII Congresso Latinoamericano e Ibérico de Meteorología (Buenos Aires, Argentina, 1996); Workshop on Global Change Effects in Southwestern Atlantic (Rio Grande, Brazil, 1996); Workshop on Inter-American Cooperative in Globed Change Related Oceanic, Atmospheric, and Coasted and Estuarine Studies (Sao Paulo, Brazil, 1997); World Ocean Circulation Experiment South Atlantic Workshop (Brest, France, 1997); XXIII General Assembly of EGS (Nice, France, 1998); Konstantin Fedorov Memorial Symposium on Oceanic Fronts and Related Phenomena (Sankt-Petersburg, Russia, 1998); VIII Semana Nacional de Oceanografía (Rio Grande, Brazil, 1998); X Congresso Brasileiro de Meteorología (Brasilia, Brazil, 1998), XXII IUGG General Assembly (Birmingham, UK, 1999).

Экспериментальную базу работы составляют данные обширной программы полевых исследований, осуществленной бразильскими научно-исследовательскими организациями за последние годы, в планировании и реализации которой автору посчастливилось активно участвовать. В частности, в этот период он принял участие в восьми научных рейсах на борту нис "Atlántico Sul" и "Astro Garoupa" (см. фотографии на рисунках П1 и П2), в одном из них - в качестве начальника экспедиции, и в нескольких - в качестве начальника гидрографического отряда. В работе использованы данные прямых измерений течений на установленной нами заякоренной станции (первые измерения этого типа в данном районе), и данные вертолетного CTD-зондирования, также, насколько мы знаем, первого в регионе. Помимо этого, были использованы исторические данные попутных судовых наблюдений (начиная с 1854 г.), собранные Национальным Центром Климатических Данных (National Climatic Data Center) США, и местные исторические данные, предоставленные Отделом Гидрографии и Навигации (Diretoria de Hidrografía е Navegagáo)

Рис. П.2. Научно-исследовательское судно Astro Garoupa.

Министерства Военно-морского Флота (Ministério da Marinha) Бразилии, а также массив COADS и значительный объем спутниковых данных. Большая часть использованных спутниковых изображений принята и обработана сотрудниками операционной станции приема космической информации университета Рио Гранде. Наконец, в Главе 2 также используются данные, полученные сотрудниками Орегонского университета под руководством Джима Мума (J. Moum) в ходе эксперимента TOGA/COARE в Тихом океане.

Отдельные приведенные здесь результаты получены в соавторстве с рядом бразильских (С. Garcia, R. Ghisolfi, S. Giansella-Galväo, О. Moller Jr, I. Wainer), американских (J. Moum, W. Smyth) и российских (С. M. Абдуллаев, В. А. Гриценко, И. С. Ким, А. Г. Костяной, В. М. Хан) коллег. Очень полезными были также обсуждения с M. Mata, R. Matano, I. Soares и О. И. Завьяловым. Работа выполнена при активном участии моей аспирантки M. G. Duro и студентов-дипломников Университета Рио Гранде J. Absy, G. Casteläo. F. Pimenta и D. Urbano Neto.

Завершение и представление этой работы было бы невозможно без заинтересованной поддержки со стороны сотрудников Института Океанологии РАН (С. Н. Дикарева, А. Г. Зацепина, А. Г. Костяного. С. Г. Пояркова, Н. П. Шеремета и многих других) и его директора С. С. Лаппо.

Автор глубоко благодарен всем, кто в той или иной форме внес вклад в выполнение этой работы.

Введение

ВВЕДЕНИЕ

Наиболее общей целью этой работы является описание особенностей термохалин-ной и циркуляционной структуры широкого континентального шельфа, находящегося под влиянием интенсивного пресноводного стока. Согласно классическим представлениям [Федоров. 1983], отношение К — у средней толщины прибрежной линзы распреснения, связанной с материковым стоком, к ее поперечнику по нормали к берегу, является для всех рек весьма консервативной величиной и имеет порядок Ю-4, при этом к определяется, главным образом, расходом реки д. Поэтому употребленным нами выше терминам "широкий шельф" и "интенсивный сток" можно придать некоторый совместный количественный смысл, требуя, чтобы ширина шельфа заметно превышала характерную ширину стоковой линзы. Такая ситуация оставляет достаточный "простор" стоковому течению, обладающему значительной горизонтальной протяженностью.

Работа основана почти исключительно на экспериментальном материале, собранном на шельфе южной Бразилии и Уругвая. Ширина континентального шельфа в этом районе (80-150 километров) и расход основного источника распреснения, т.е. устья Плата рек Парана и Уругвай (~ 104-105 кубических метров в секунду) соответствует интересующей нас задаче. Однако аналогичная ситуация реализуется и в ряде других прибрежных областей Мирового океана, например в районе устьев Ориноко (максимальный расход 65- 103 м3 с-1 [Gade, 1961]) и Дуная (10-Ю3 м3 с-1. [.Нежиховский, 1955], Миссисипи (56-Ю3 м3 с-1, [Gibbs, 1970], великих сибирскик рек Оби и Енисея (210-Ю3 м3 с-1 вместе, [Антонов, 1974], Лены (56-Ю3 м3 с-1, [Антонов, 1974], Янцзы (около 60-Ю3 м3 с-1, [Ichiye, 1960] в заливе Святого Лаврентия, и других. Поэтому можно надеяться на известную общность некоторых выводов, которые будут сделаны ниже.

Во всех перечисленных и ряде других подобных случаев воды речного стока образуют на поверхности океана сравнительно тонкий слой (линзу) существенно рас-пресненных вод. Резкие термохалинные фронты ограничивают такую линзу вдоль ее обращенной к океану стороны, а под ней образуется скачек плотности, существенно подавляющий турбулентное перемешивание. Толщина h линзы, нижняя граница которой часто определяется как уровень, на котором значение солености превосходит 20psu, вариируется от нескольких десятков сантиметров до 20 и более метров (как, например, для Амазонки), а горизонтальная протяженность ее вдоль берега может составлять сотни километров. Так, для стоковой линзы реки Ориноко характерна длина около 400 километров, при ширине I до 75 километров [Федоров, 1983]. Мы увидим далее, что для устьев с еще более мощными расходами вдольбереговая протяженность линзы может быть и в несколько раз выше. Считается, что геометрию стоковой линзы можно рассматривать в рамках модели вязкого двухслойного течения, связанного с градиентным растеканием тонкого слоя легкой воды на более толстом слое тяжелой [Федоров, 1983]. Вдоль внешней границы линзы может возникать сильное вдольфронтовое струйное квазпгеостро-фическое течение. Интересным примером этого является течение Гаспе в заливе святого Лаврентия [Tang, 1980]. Берег оказывает на стоковое струйное течение стабилизирующее действие: при удалении от берега возникает неустойчивость и меандрирование. Действие кориолисовой силы приводит к отклонению стокового течения вправо (влево) от направления стока (в зависимости от полушария), однако известно, что для стоковых линз некоторых рек (например, Конго) наблюдается отклонение в обратную сторону, что может быть связано, в частности, с постоянным вдольбереговым течением. В конечном счете многообразие режимов стокового течения определяется соотношением расхода реки, геометрии и ширины устья, интенсивностью перемешивания и топографией и шириной шельфа. Различные аспекты динамики линз распреснения и стоковых течений исследовались многими авторами (подробную библиографию см. в следующей главе). Эту тему сегодня можно считать достаточно хорошо изученной, несмотря на существование некоторых открытых вопросов.

Нас же в этой работе будет интересовать в первую очередь не физика прибрежной линзы распреснения, как таковая, и не динамика стокового течения (хотя и этот круг проблем будет отчасти затронут), а количественное - основанное на натурных наблюдениях - описание тех особенностей термохалинного и циркуляционного режима широкого шельфа в целом, которые связаны с влиянием ассимиляции океаном речных вод. В какой степени изменчивость термохалинных полей на шельфе модулируется материковым стоком? Как эта модуляция осуществляется в различных временных масштабах? Существует ли связь трендов температуры поверхности океана на шельфе с длиннопериодной изменчивостью (антропогенной или естественной) речных расходов? Как изменчивость речного стока влияет на миграции фронтальных зон на шельфе? Каково влияние материкового стока на общую циркуляционную структуру широкого шельфа и на процессы перемешивания? Приблизиться к ответам на эти общие вопросы мы постараемся на примере континентального шельфа южной Бразилии и Уругвая. В силу своей весьма малой изученности и ряда океанографических особенностей, о которых пойдет речь ниже, этот район сам по себе является крайне интересным объектом исследования. Поэтому описание физических процессов (включая и те, которые прямо не связаны с материковым стоком) в этой области океана также является центральной задачей работы.

Часть Атлантического океана, обсуждаемая в этой работе, лежит между 27 и 3-5 градусами южной широты, и 41 и 54 градусами западной долготы. Более половины площади интересующего нас океанского региона приходится на континентальный шельф, хотя юго-восточная его часть включает и глубокий океан. С океанографической точки зрения, этот район исключительно интересен, так как представляет собой арену комплексного взаимодействия целого ряда различных природных динамических факторов. Среди последних следует выделить, в первую очередь, близость Бразильско-Мальвинского (или Бразильско-Фальклендского) фронта, миграции которого приводят к тому, что район этого исследования может попеременно находиться под влиянием Бразильского или Мальвинского течений. Область Бразильско-Мальвинского фронта является одной из наиболее энергоактивных зон Мирового океана и может рассматриваться, как южный аналог Ньюфаундлендской энергоактивной области в северном полушарии (условия в обоих районах определяются конвергенцией энергичных течений западной границы субтропического и субполярного круговоротов). Зона Бразильско-Мальвинской конвергенции характеризуется интенсивной изменчивостью в различных временных маштабах и высокими градиентами термохалинных полей (зарегистрированы, например, такие значения градиента температуры поверхности океана, как почти 5°С на 1 км).

Другим важнейшим фактором, определяющим динамику в регионе, является взаимодействие океана с пресноводным материковым стоком, поступающим в океан из двух основных источников. В первую очередь это река Плата (образуемая слиянием рек Парана и Уругвай), впадающая в океан на южной границе интересующего нас района. Через устье Платы, относящееся к числу крупнейших речных устьев мира, в дождливые годы может выноситься в океан вполоть до 100 ООО кубических метров воды в секунду, что соответствует потоку в 0.1 Св. Этот огромный объем пресной воды, распространяясь на мелководном шельфе, оказывает сильнейшее влияние на региональный термохалинный и динамический режим. Соответствующие аномалии солености могут быть прослежены на сотни километров. Вторым, примерно на порядок менее мощным, но важным механизмом материкового влияния является взаимодействие с лагуной Патос. Эта прибрежная лагуна имеет размер около 300 километров в длину и 50 в ширину и сообщается естественным каналом с другой, лежащей южнее и почти столь же большой пресноводной лагуной Мирим, и образует с ней единую систему, называемую иногда "комплексом Патос-Мирим". В обе лагуны впадают несколько крупных и множество мелких рек, воды которых затем выносятся в океан через выходной канал в центральной части района, как правило, в объеме порядка нескольких тысяч кубометров в секунду. Однако, в засушливых условиях соленые океанские воды могут вторгаться в лагуну Патос. Вообще, взаимодействие комплекса Патос-Мирим с океаном отличается большой изменчивостью.

Среди важных факторов, формирующих динамику региона, необходимо упомянуть и топографию дна. Континентальный шельф, очень широкий в южной части района, сужается к северу. В южной широкой части шельфа донная топография имеет довольно сложную структуру благодаря присутствию многочисленных отмелей, что не может не оказывать влияние на распределение течений.

Существуют сильные указания на тесную связь между локальными аномалиями температуры поверхности океана (ТПО) и погодными и климатическими условиями в Уругвае и южной Бразилии (штаты Рио Гранде до Сул, Санта Катарина и Парана), региона, который относится к числу наиболее развитых в индустриальном и сельскохозяйственном отношении областей Южной Америки. В этом районе или в непосредственной близости от него находятся крупнейшие морские порты, такие как Буэнос Айрес и Монтевидео, Рио Гранде и Сантос. Помимо оживленного транспортного судоходства, в прибрежных водах ведется интенсивное рыболовство, причем документирована связь результативности лова с состоянием термохалинных полей (в первую очередь, с положением фронтальных зон). Все это определяет исключительную важность понимания термохалинного и динамического режима в регионе. Однако в океанографическом отношении район до сих пор исследован слабо. Основная часть опубликованных результатов (см. Главу 1) относится к крупномасштабной циркуляции (Бразильское течение, Бразильско-Мальвинская конвергенция), в то время, как циркуляция на континентальном шельфе и, вообще, океанографические процессы регионального масштаба (в том числе и распределения и изменчивость термохалинных полей) плохо известны. В какой-то степени изученным является только сезонный ход ТПО, и то лишь в части интересующего нас района. Изменчивость в больших (межгодовом, декадном, вековом) и в меньших (синоптическом, суточном и подсуточном) временных масштабах практически не исследовалась. Характер региональной шельфовой циркуляции до последнего времени был практически неизвестен. До 1997 года в регионе не было выполнено ни одного прямого измерения течений (результаты первых измерений этого типа будут представлены в предлагаемой работе), и о режиме течений на шельфе имелись лишь самые общие представления, полученные из косвенных соображений (в основном, из ТЭ-анализа). Далее мы увидим, что эти представления оказались во многом ошибочными. Вплоть до последнего времени совершенно неизученным оставался вопрос о влиянии речного стока на циркуляцию и термохалинные поля на континентальном шельфе. Были все основания полагать, что выброс пресной воды из комплекса Патос-Мирим и особенно из реки Плата является одним из важнейших факторов, определяющих динамику и термохалинный режим прибрежных вод региона. Однако, были неизвестны не только количественные характеристики этого влияния, но даже и качественные аспекты, так, например, в литературе не существует согласия даже по вопросу о направлении распространения опресненных вод после их выхода из устьев Платы и Патос-Мирим (см. Главу 1).

Предлагаемая работа была задумана как первое в той или иной степени полное физико-океанографическое описание южно бразильского и уругвайского шельфа, в котором особое внимание уделено влиянию материкового стока. В частности, документировано существование значимой корреляционной связи между изменчивостью расхода источников пресноводного стока и изменчивостью термохалинных полей (даже в сотнях миль от устья и в десятках миль от побережья) в широком интервале временных масштабов. Аналогичная корреляция отмечается и для низкочастотных миграций фронтальных зон на шельфе. Механизм этой модуляции термохалинного режима материковым стоком не сводится к простому обмену между океаном и речными водами при перемешивании, и может быть связан с динамическим влиянием стоковой линзы на шельфовую циркуляцию.

Важным результатом этой работы представляется обнаружение (сперва теоретическое, при исследовании регионального теплового баланса, а затем и средствами прямых и спутниковых измерений, подтвердивших расчеты), ярко выраженного шельфового течения, направленного на север (Глава 5). До последнего времени считалось, что локальная циркуляция определяется, главным образом, влиянием Бразильского течения и на всей площади региона преобладает движение вод, направленное на юг, достигающее максимальной интенсивности летом. Нами впервые обнаружено, что на континентальном шельфе, между Бразильским течением и берегом, во все сезоны существует достаточно энергичный поток в противоположном, северном направлении. Это движение происходит вдоль береговой линии и может быть прослежено на протяжении почти полутора тысяч километров, при среднем значении скорости около 10 см/с (а максимальные ее значения в наших наблюдениях достигали почти 150 см/с). Перенос вод к северу этим потоком может достигать, по некоторым оценкам, величин порядка 1 Св. Таким образом, можно говорить о значительном ранее неизвестном прибрежном течении, которое мы предлагаем назвать "течение Рио Гранде". Оно имеет, по-видимому, стоковую природу и может быть связано с выносом воды из эстуариев Плата и Патос-Мирим, а также с нагонным действием климатического поля ветра.

Как одно из средств изучения циркуляции, предложен и обсужден способ расчета полей скорости течения, не требующий применения динамических уравнений и основанный только на уравнениях сохранения тепла и массы (Глава 4). Как известно, в целом по Мировому океану выполнено на сегодня гораздо большее число гидрографических и метеорологических измерений, чем прямых измерений течений. Поэтому обратный метод, позволяющий восстанавливать поля скорости из анализа теплового баланса и требующий в качестве входных данных только поля ТПО и поверхностных тепловых потоков, может оказаться полезным инструментом исследования региональной циркуляции в других областях океана, где нет или мало экспериментальной информации о режиме течений. Метод тестирован на натурных данных, сформулированы условия единственности решения и рекомендации для численных расчетов, обсуждены ограничения точности и применимости этого подхода.

Другие основные направления работы связаны с исследованием: - распределения термохалинных полей и поверхностных тепловых потоков (Глава 2);

-вековых трендов ТПО, низкочастотной (сезонной, межгодовой, декадной) и суточной изменчивости в регионе (Глава 3);

- режима течений с помощью прямых и спутниковых наблюдений (Глава 5);

- влияния поверхностного распреснения вертикальный турбулентный обмен и формирование профилей термохалинных параметров (Глава 6);

- структуры стоковой линзы устья Патос-Мирим (Глава 6).

В конце каждой главы (кроме первой) приводится резюме ее основных результатов Более общие выводы, следующие из этих ''региональных" результатов, обсуждаются в Заключении.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Завьялов, Петр Олегович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Частные результаты работы перечислены в конце каждой из предшествующих глав. Здесь мы не станем повторять этого переченя, тем более, что значение некоторых количественных выводов, конечно, может быть географически ограничено пределами района, в котором были получены использованию данные, то есть южнобразильского и уругвайского шельфа. Наиболее важным из "региональных" результатов представляется вывод о том. что океанографические условия на шельфе южной Бразилии и Уругвая и в непосредственно примыкающих к нему областях континентального склона и глубокого океана характеризуют самостоятельную циркуляционную систему, механизмы формирования которой не сводятся к влиянию Бразильского или Мальвинского течений или иных крупномасштабных факторов, а в определяются прежде всего воздействием местного материкового стока. Шельф между континентом и осью Бразильского течения занят течением противоположного направления. Это впервые изученное течение, названное нами '"'течением Рио

Гранде", имеет баротропно-эквивалентную природу и переносит к северу воды из области эстуария Плата, при значениях поверхностной скорости до 120 см-с-1. объемном переносе до 1 Св и протяженнности до 2000 километров вдоль побережья Уругвая и бразильских штатов Рио Гранде и Санта Катарина - густонаселнного и экономически важного района Южной Америки. Таким образом, речь идт о ранее неизвестной достаточно крупномасштабной составляющей прибрежной циркуляции юго-западной Атлантики. Другим важным региональным выводом является вывод о том, что полоса низкой солености на внутренней части шельфа между устьями Плата и Патос-Мирим связана с пресноводным стоком первого, а не второго, как считалось ранее.

Попробуем, однако, перечислить здесь и более общие утверждения, вытекающие из результатов этой работы и применимые к другим областям океана, для которых характерно поступление мощного материкового стока на широкий шельф.

• В соответствии с особенностями пространственно-временной термохалинной и динамической структуры, на шельфе естественно выделяются две области: внутренняя, контролируемая в основном стоковым распреснением, и внешняя, находящаяся вне его прямого влияния. При этом характер изменчивости термохалинных полей в этих двух зонах оказывается совершенно разным во всех временных масштабах.

• Так, амплитуда годового хода ТПО во внутренней зоне оказывается значительно (в 2-3 раза) выше, чем fia остальной части шельфа. При этом показано, что до 50% общей амплитуды связано с влиянием адвекции материкового стока. Сезонный ход ТПО в этой зоне также отличается высоким вкладом со стороны полугодовой и высших гармоник. Общая межгодовая среднеквадратичная изменчивость термохалинных полей в распресненной области шельфа также в 1.5-3 раза выше, чем в остальной части шельфа, и обладает иной спектральной структурой: здесь выше относительная роль низкочастотной изменчивости (декадная и междекадная части спектра).

• Документировано существование корреляционной связи между изменчивостью расхода источников пресноводного стока и ТПО (даже в сотнях миль от устья и в десятках миль от побережья) в декадном временном масштабе. Аналогичная корреляция отмечается и для низкочастотных миграций фронтальных зон на шельфе. Механизм этой низкочастотной модуляции ТПО материковым стоком, по видимому, не сводится к простому обмену теплом между океаном и речными водами при перемешивании, и может быть связан с динамическим влиянием стоковой линзы на шельфовую циркуляцию.

• Для зоны влияния стокового течения характерны экстремально высокие вековые тренды ТПО. Если вне стоковой зоны тренды зачастую вообще не фиксируются в пределах ошибки, то внутри ее отмечаются значения до почти 2°С за 100 лет. При этом наибольшие тренды связываются со значениями ТПО в сезоны наибольшего стока (например, для южно бразильского шельфа - зимой). В декадной области спектра межгодовой изменчивости ТПО выявляются несколько значимых отдельных пиков, соответствующих в нашем случае периодам 18, 24 и 47 лет, что может связываться с аналогичными периодичностями, известными в местной изменчивости осадков.

• Предложен метод, позволяющий восстанавливать амплитуду и фазу суточного хода температуры по сравнительно коротким (от 4-6 часов) отрезкам данных. В зоне стоковой линзы наблюдаются экстремально высокие амплитуды суточного хода температуры океана (до 1.2°С), однако из-за исключительной устойчивости рас-пресненной колонны воды и крайне ограниченного вертикального перемешивания эта амплитуда быстро падает с глубиной и обычно перестает быть обнаружимой уже на уровне 10 метров. Суточный ход ТПО в этой области может быть приближенно параметризован комбинациями а + /3 ^г^ или 7</^2т-1 (где N - облачность, - скорость ветра, Зь. - максимальный тепловой поток на поверхности, г - напряжение ветра, а а, (3 и 7 - численные константы). Вид зависимости амплитуды суточного хода ТПО от облачности выведен также теоретически с помощью простой одномерной модели. Во внешней зоне шельфа суточный ход температуры верхнего слоя в несколько раз слабее на поверхности, но прослеживается до больших глубин. В отсутствии в этой области вертикальной соленостной стратификации, суточный ход ТПО часто сопровождается ночной конвекцией, а в распресненной зоне этот важный механизм вертикального обмена никогда не реализуется.

• Циркуляционная структура внутренней зоны шельфа может рассматриваться, как суперпозиция фонового стокового течения, имеющего баротропно-эквивалентный характер, и более изменчивых дрейфовых течений, связанных с локальным напряжением ветра. При этом показано, что лишь вдольбереговая компонента полного течения имеет составляющую, коррелированную с ветром, а нормальная берегу компонента такой корреляции не обнаруживает. Таким образом, нормальная берегу компонента скорости определяется иными физическими механизмами (возможно, неустойчивостью и меандрированием стокового течения).

• Распреснение материковым стоком создает в области стокового линзы исключительно устойчивую соленостную стратификацию верхней части колонны, которая сильнейшим образом ограничивает вертикальное перемешивание. В измерениях эффектов, связанных с распреснением шквальными дождями в Тихом океане, обнаружено, что распреснение поверхности всего на 0.1-0.2 рви по отношению к солености на глубине 10 метров, способно понизить среднюю скорость диссипации турбулентной кинетической энергии в нижележащем слое в 2-27 раз. Это убывание является приблизительно пропорциональным величине распреснения, поэтому распреснение верхнего слоя шельфа материковым стоком в условиях, подобных рассмотренным в этой работе, должно приводить к подавлению вертикального перемешивания на 2-3 порядка (по сравнению с нераспресненной частью шельфа).

• В области, занятой стоковым течением, подавление вертикального перемешивания приводит к появлению в зимнее время мощных инверсий температуры, когда последняя возрастает от поверхности в слое толщиной до 50 метров на величину до 5 и более градусов. При этом колонна остается стабршьной благодаря поверхностному распреснению. Формирование этих инверсий связано с поверхностной адвекцией холодного (зимой) пресноводного стока и с изолирующим действием рас-пресненного слоя, подавляющего перемешивание, в результате чего тепло зимой теряется лишь из сравнительного тонкого верхнего слоя. Изолирующее действие распресненного слоя проявляется также в подавлении в сезоны интенсивного стока подповерхностных течений, коррелированных с локальным ветром. Вместе с этим, вдольбереговое течение, создаваемое самим материковым стоком, в этот период сохраняется и интенсифицируется.

• Пресноводные плюмажи из устьев с менее мощным расходом, чем расход основного источника, быстро вовлекаются в фоновое стоковое вдольбереговое течение независимо от начального направления вторичной стоковой струи. Это согласуется с результатами численного моделирования [Гриценко и др., 1999] о возможности отделения стоковой линзы от берега лишь в том случае, если начальная скорость стокового течения как минимум на порядок превышает скорость фонового вдоль-берегового течения.

• Предложен метод расчета полей поверхностной скорости на основе замыкания балансов тепла и массы в верхнем квазиоднородном слое, и его реализация, связанная с декомпозицией скорости на компоненты, соответственно параллельные и нормальные локальному градиенту ТПО. При этом первые расчитываются алгебраически непосредственно из уравнения теплового баланса, а вторые затем "достраиваются" таким образом, чтобы суммарное поле оказалось без дивергентным, и выполнялись граничные условия. Показано, что решение такой задачи существует в областях, где градиент ТПО не обращается в ноль, и единственно, если граничные значения скорости предписаны на всех изотермах. К факторам, ограничивающим применимость метода, относится его существенная двумерность, а также высокая чувствительность по отношению к точности определения полей поверхностных потоков. Вместе с тем применение этого метода к южно бразильскому шельфу показало, что в областях интенсивной горизонтальной адвекции (например, в областях пол влиянием материкового стока) метод может давать результаты, хорошо согласующиеся с прямыми и спутниковыми измерениями скорости.

В заключение представляется необходимым коротко обсудить полученные результаты в контексте той информации о других сходных районах или условиях, которая имеется в литературе. Можно привести несколько известных примеров шельфовых течений, направленных против общей пиркуляции прилегающего глубокого океана и вопреки преобладающему ветру. Такая ситуация реализуется, в частности, на шельфе западного побережья Австралии (т.н. течение Льювина - Leeuwin Current, [Smith et al, 1991]), и у берегов Перу [Brink et ai, 1983]. Происхоя^дение таких течений, однако, может быть различным. Как отмечалось выше, в северном полушарии непосредственным аналогом рассмотренной нами области является шельф в районе Ньюфаундлендской энергоактивной зоны, то есть залив Святого Лаврентия и шельф к югу от него. Это сходство обеспечивается не только близостью конвергенции течений субтропического и субполярного круговоротов (Гольфстрима и Лабрадорского течения в северном полушарии, Бразильского и Мальвинского течений в южном), но и достаточной шириной шельфа и присутствием в обоих случаях значительных источников материкового стока (река Святого Лаврентия и устье Плата, соответственно). Известно, что на шельфе южнее залива Святого Лал врентия суп^ствует среднее вдольбереговое течение к югу (то есть в направлении, У противоположном направлению Гольфстрима), которое прослеживается более чем на 1000 километров (например, [Csanady,, 1997]). Это шельфовое течение, переносящее от 0.14 до 0.38 Св (что достаточно близко к оценкам переноса течения Рио Гранде), связывается по происхождению с действием речного стока, [Chapman and Beardsley, ,1989]. Как и в рассмотренном нами случае, пространственно-временная структура«термохалинных полей в этой области существенно отличается от структуры этих полей в прилегающих водах. f

В работе [Щрдионов, Грабовский, 1994] представлены данные гидрологической съемки нис "Витязь" в районе стоковой линзы реки Конго. Распреснениые (S < SOpsu) воды обра^ют там струйное течение северо-западного направления, протяженностью 350-450 километров и шириной 50-70 километров. Средний расход Конго приблизительно втрое ниже, чем расход Платы, поэтому площадь линзы и протяженность течения оказываются соответственно меньшими. По всей площади линзы распреснение прослеживается до глубин в десятки метров, однако наибольший вертикальный градиент наблюдается в верхних 5-10 метрах, где отмечается скачок солености на несколько psu. В целом, особенности термохалинной структуры в распресненной зоне были аналогичными подробно описанным выше для южнобразильского шельфа. Важное отличие состоит, однако, в том, что стоковое течение отклонялось не влево (по силе Кор полиса), а вправо. Это должно быть связано с близостью района к экватору (Конго впадает в океан около 5° ю.ш.) и хорошо развитым общим течением к северу, в которое плюмаж Конго немедленно вовлекается аналогично тому, как это происходит с плюмажем Патос-Мирим.

Примером распространения речного стока при отсутствии силы Кориолиса является стоковая линза Амазонки, поскольку устье Амазонки расположено почти точно на экваторе. Линзы распреснения Амазонки были изучены в работах [Булатов, Полосин, 1973] и [Булатов и др., 1986] . По мощности стока Амазонка занимает первое место в мире - ее годовой сток достаточен для того, чтобы покрыть Средиземное море слоем пресной воды толщиной 3 метра. В паводок распресненная вода распространяется по шельфу в обе стороны, то есть и к северо-западу и к юго-востоку на растояние до 800 километров. Вместе с этим, часть речных вод пересекает струю Гвианского течения и образует линзы распреснения восточнее его оси, которые затем медленно перемешаются к северу. Примечательно, что в линзах Амазонки зарегистрирован слой инверсии температуры, вполне аналогичный обнаруженному нами в южнобразильских водах. Таким образом, температурные инверсии являются, по видимому, общим свойством районов, находящихся под влиянием массивного материкового стока.

Выявленные в предлагаемой работе на примере южнобразильского и уругвайского шельфов закономерности динамического режима и распределений термохалпнной изменчивости на шельфе под воздействием речного стока, вероятно, применимы к перечисленным выше и к ряду других прибрежных районов океана, в которых, однако, до настоящего времени они не были изучены достаточно детально. Обнаруженные особенности термохалинной структуры и изменчивости несомненно связаны с влиянием материкового стока - на широком шельфе без существенного речного стока характер изменчивости иной и гораздо более пространственно однородный (см., например, обзор [Coachman, 1986] о шельфе восточной части Берингова моря, одном из самых широких и наиболее изученных шельфов Мирового океана).

Вероятно, исторически первым физико-океанографическим описанием южнобразильского шельфа было навигационное руководство [Vereker, 1860], опубликованное в середине прошлого века членом Лондонского географического общества Генри Прендергастом Верекером, являвшимся в то время британским консулом в Рио Гранде. Уместно завершить предлагаемую работу цитатой из этой книги: "Прокладка курса б этих водах требует большого внимания, ибо немного найдется в мире других мест, где мореплавателю столь трудно быть увереным в справедливости его расчетов. Автор надеется, что приведенные выше замечания окажутся полезными офицерам королевского флота и всем, кто имеет коммерческие интересы в Рио Гранде"}

1Цит. в нашем переводе по изданию: А1уез, Р. с!. КГ., Тоггеэ, Ь. Н., Угзоея с1о Шо Стапйе, Шо Сгапс1е, Е<Шога РХЛШ, 1995, 102 рр.

Библиография Диссертация по географии, доктора географических наук, Завьялов, Петр Олегович, Москва

1. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

2. Антонов В. С., 1974. Аномалии повышенного стока рек арктической и субарктической зоны Сибири. Проблемы Арктики и Антарктики, 18, '24-30.

3. Берлянд М. Е., 1956. Предсказание и регулирование теплового режима приземного слоя атмосферы. Л., Гидрометеоиздат, 398 с.

4. Булатов Р. П., Полосин А. С., 1973. Линзы распресненных вод в северо-западной части тропической Атлантики. Промысловая океанология, 9, 35-43.

5. Гриценко В. А. Завьялов П. О., Костяной А. Г., 1999. О взаимодействии речного стока и вдольберегового течения. Физическая Экология, 4, 62-68.

6. Гулев С. К., 1991. Эффекты пространственно-временного осреднения в оценках параметров энергообмена океана и атмосферы. Изв. АН СССР. сер. ФАО. 27(2). 204-213.

7. Гулев С. К., Колинко А. В., Лаппо С. С., 1994. Синоптическое взаимодействие океана и атмосферы в средних широтах. С.-Птб., Гидрометеоиздат, 320 с.

8. Ефимов В. В. Тимофеев Н. А., Сычев Е. И., Куржеевский Е. В., 1985. Опенка коэффициентов тепло- и влагообмена между океаном и атмосферой. Изв. АН СССР, сер. ФАО, 21(7), 735-743.

9. Завьялов П. О., 1992. О влиянии облачности на суточный ход температуры поверхности океана. Гидрология и Метеорология, 4, 47-52.

10. Завьялов П. О., Рождественский А. Е., 1991. К теории температурного режима пограничных слоев океана и атмосферы в суточном цикле. Известия АН СССР, сер. ФАО, 27, 1, 51-55.

11. Завьялов П. О., Хан В. М., 1992. Совместная модель температурного режима пограничного слоя атмосферы над прибрежным океаном. Труды Гидрометцентра, 317, 57-62.

12. Завьялов П. О., Ксенофонтов А. А. 1992. Совместная модель вариаций температуры в контактных слоях воздуха и моря. В сб.: 21 рейс нис ''Академик Мстислав Келдыш". АО ИОАН, Калининград.

13. Завьялов П. О., 1989. О температурном режиме контактных слоев океана и атмосферы в суточных временных масштабах. IV Всесоюзная конференция по океанографии и морской биологии, Тезисы докладов, Севастополь, Украина.

14. Иванов Ю. А., 1981. Крупномасштабная и синоптическая изменчивость полей в океане. М., Наука, 168 с.

15. Лаппо С. С. Гулев, С. К. Рождественский, А. Е., 1990. Крупномасштабное тепловое взаимодействие в системе океан-атмосфера и энергоактивные зоны Мирового океана. Л., Гидрометеоп-здат, 336 с.

16. Нежиховский Р. А., 1955. Река Нева. Л., Гидрометеоиздат, 94 с.

17. Островский А. Г., Питербарг Л. И., 1985. Диагностика сезонной изменчивости аномалий поверхностной температуры воды в северной части Тихого океана. Метеорология и гидрология, 12, 51-58.

18. Пагава, С. Т. (Ред.), 1972. Руководство по месячным прогнозам погоды. Л., Гидрометеоиздат, 365 с.

19. Питербарг Л. И., Островский А. Г. 1984. Динамическая стохастическая модель длиннопериодной изменчивости температуры поверхности океана. Доклады АН СССР, 276, 1467-1470.

20. Родионов В. В., Грабовский А. В., 1994. Гидрология. В сб.: Биогеохимия пограничных зон Атлантического океана. Ред. Романкевич Е. А. М., Наука, 16-20.

21. Тимофеев Н. А., 1983. Радиационный режим океанов. Киев, Наукова думка, 248 с.

22. Федоров К. Н., 1983. Физическая природа и структура океанических фронтов. Л., Гидрометеоиздат, 296 с.

23. Хан В. М., 1999. Статистическое прогнозирование осадков на юге Бразилии. Диссертация на соиск. уч. степени кандидата геогр. наук. Москва, МГУ, 152 с.

24. Шапиро Г. И., 1981. Динамика мелкомасштабного океанического фронта, находящегося под действием ветра. Изв. АН СССР, Физика атмосферы и океана, 17. 4, 419-427.

25. Absy, J. М., and P. О. Zavialov, 1998. Variabilidade sazonal da temperatura do ar sobre Atlántico Sudoeste. Proc. XI Semana Nacional de Oceanografía, Rio Grande, Brazil, 366-368.

26. Absy, J. M., and P. 0. Zavialov, 1999. On the variability of air temperature over the southwestern Atlantic ocean. Atlántica, accepted, to appear.

27. Agra, C., and D. Nof, 1993. Collision and separation of boundary currents. Deep-Sea Res., 40, 2259-2282.

28. Anderson, T. W., 1958. An introduction to multivariate statistical analysis, John Willey and Sons, New York, 460 pp.

29. Bakun, A., and R. H. Parrish, 1990. Comparative studies of coastal pelagic fish reproductive habitats: the Brazilian sardine (Sardmella aurita). J. Cons. Int. Explor. Mer., 46, 269-283.

30. Bakun, A., and R. H. Parrish, 1991. Comparative studies of coastal pelagic fish reproductive habitats: the anchovy (Engraulis anchoita) of the southwestern Atlantic. J.

31. Marine Science, 48, 343-361.

32. Balay, M. A., 1961. El Rio de la Plata entre la atmosfera y el mar. Servicio de Hidrografía Naval, Publ. H-621, Buenos Aires, Argentina, 153 pp.

33. Bianchi, A. A., C. F. Giulivi, and A. R. Piola, 1993. Mixing in the Brazil-Malvinas confluence. Deep Sea Res,. 40, 1345-1358.

34. Bond, N. A., and McPhaden, M. J., 1995. An indirect estimate of the diurnal cycle in the upper ocean turbulent heat fluxes at the equator, 140"P^. Journal of Geophysical Research, 100, 18,369-18,378.

35. Brainerd, K. E., and Gregg, M. C., 1993a. Diurnal restratification and turbulence in the ocean surface mixed layer. 1. Observations. Journal of Geophysical Research 98. 22 645 22 656.

36. Brainerd, K. E., and Gregg, M. C., 1993b. Diurnal restratification and turbulence in the ocean surface mixed layer. 2. Modeling. Journal of Geophysical Research 98. 22 657 22 664.

37. Byrne, D. A., A. L. Gordon, and W. F. Haxby, 1995. Agulhas eddies: A synoptic view using Geosat ERM data. J. Phys. Oceanogr., 25, 902-917.

38. Brink, K. H., D. Halpern, A. Huyer, and R. L. Smith, 1983. The physical environment of the Peruvian upwelling system. Prog. Oceanog12, 285-303.

39. Campos. E. J. D., and D. B. Olson, 1991. Stationary Rossby waves in western boundary current extensions. J. Phys. Oceanogr., 21, 1202-1224.

40. Campos, E. J. D., J. E. Goncalves, and Y. Ikeda, 1995. Water mass structure and geostrophic circulation in the South Brazil Bight, summer of 1991. J. Geophys. Res., 100, 18 537 18 550.

41. Campos, E. J. D., Y. Ikeda, B. M. Castro, S. A. Gaeta, J. A. Lorenzzetti, and M. R. Stevenson, 1996. Experiment studies circulation in Western South Atlantic. EOS, 77, 27, 253 and 259.

42. Campos, E. J. D., J. A. Lorenzetti, M. Stevenson, J. L. Stech, and R. B. Souza, 1996. Penetrations of waters from the Brazil-Malvinas Confluence region along the South American continental shelf. Anais da Academia Brasileira de Ciencias, 68, 49-58.

43. Campos, E. J. D., C. A. D. Lentini, J. Miller, and A. Piola, 1999. Interannual variability of the sea surface temperature in the South Brazil bight. Geophysical Research Letters, 26, 2061-2064.

44. Carleton, A. M., 1979. A synoptic climatology of satellite-observed extratropical cyclone activity for the Southern hemisphere: Winter. Arch. Met. Geoph. Biokl, Ser. B, 27, 265-279.

45. Castello, J. P., and 0. 0. Moller Jr., 1977. Sobre as condigóes oceanógraficas no Rio Grande do Sul. Atlantica, 2(2), 25-110.

46. Castro Filho, B. M., L. B. Miranda, and S. Y. Miyao, 1987. Condigóes hidrográficas na plataforma continental ao lado de Ubatuba: variances sazonais e em media escala. Bol. Inst. Oceanogr., 35, 135-151.

47. Chapman, D. C., and R. C. Beardsley, 1989. On the origin of shelf water in the Mid

48. Atlantic Bight. J. Phys. Oceanogr., 19, 384-391.

49. Chelton, D. B., M. G. Schlax, D. L. Witter, and J. G. Richman, 1990. Geosat altimeter observations of the surface circlation of the southern ocean. J. Geophys. Res., 95. 17 877-17 903.

50. Cheney, R. E., J. G. Marsh, and B. D. Beckley, 1983. Global mesoscale variability from collinear tracks of Seasat altimetry data, J. Geophys. Res., 88, 4343-4351.

51. Ciotti, A. M., C. Odebrecht, G. Fillmann, and 0. 0.-Moller Jr, 1995. Freshwater outflow and Subtropical Convergence influence on phytoplankton biomass on the southern Brazilian continental shelf. Continental Shelf Res., 15, 14, 1737-1756.

52. Coachman, L. K., 1986. Circulation, water masses, and fluxes on the southeastern Bering Sea shelf. Continental Shelf Res., 5, 23-108.

53. Comisión Adminstradora del Rio de la Plata, 1989. Estudio para la evaluación de la contaminación en el Rio de la Plata, Buenos Aires (Argentina) / Montevideo (Uruguay).

54. Confluence Principal Investigators, 1990. Confluence 1988-1990: an intensive study of the southwestern Atlantic. EOS, 71. 41, 1131-1133 and 1137.

55. Cornillon, P., 1986. The effect of the New England seamounts on Gulf Stream meandering. J. Phys. Oceanogr., 16, 386-398.

56. Cornillon, P. A., Stramma, L. P., and Lewis, M., 1993. Diurnal warming of the sea surface. Trends in Geophysical Research 2. 515-533.

57. Cornillon, P. A., and L. P. Stramma. 1985. The distribution of diurnal sea surface warming events in the western Sargasso Sea. J. Geophys. Res., 90, 1L 811 11 816.

58. Costa, C. S. B., U. Seeliger, and P. G. Kinas, 1988. The effect of wind velocity and direction on the salinity regime in the lower Patos lagoon estuary. Cienc. Cult., 40(9), 909-912.

59. Csanady, G. T., 1997. On the theories that underlie our understanding of continental shelf circulation. J. Oceanogr., 53, 207-229.

60. Defant, A., 1941. Wuantitative Untersuchungen zur Statik und Dynamik des Atlantischen Ozeans. Wissenschaftliche Ergebnisse der Deutschen Atlantischen Espedition. Meteor., 6, 191-260.

61. Domingues, C. M., 1994. Analise das transportes de volume, massa e calor da corrente do Brasil por estimativas geoströficas (ao largo da costa do Rio Grande do Sul). B.Sc. Thesis, University of Rio Grande, Rio Grande, Brazil, 42 pp.

62. Depetris, P. J., S. Kempe, M. Latif, and W. G. Mook, 1996. ENSO-controlled flooding in the Parana river (1904-1991). Naturwissenschaften, 83, 127-129.

63. Deschamps, P. Y., and Frouin, R., 1984. Large diurnal heating of the sea surface observed by the HCMR experiment. J. Phys. Oceanogr., 14, 177-184.

64. Emery, W. J., A. C. Thomas, and M. J. Collins, 1986. An objective method for computing advective surface velocities from sequential infrared satellite images. J. Geophys. Res., 91, 12 865 12 878.

65. Evans, D. L., and S. S. Signormi, 1985. Vertical structure of the Brazil Current. Nature,315, 48-50.

66. Farmiñan, M. B., and O. B. Brown, 1996. Study of the Rio de la Plata turbidity front, Part I: spatial and temporal distribution. Continental Shelf Res. 16, 1259-1282.

67. Fedulov, P. P., A. V. Remeslo, S. N. Burykin, and J. A. Pilishchuk, 1990. Variabilidad de la corriente de Malvinas. Frente Marítima, 6, 121-127.

68. Fillmann, G., 1990. Caracterizagáo química das massas de água da plataforma continental do Sul do Brasil. M. Sc. Thesis, Fundagáo Universidade do Rio Grande, Brazil, 134 pp.

69. Flament, P., and M. Sawyer, 1995. Observations of the effect of rain temperature on the surface heat flux in the intertropical convergence zone. J. Phys. Oceanogr., 25, 413-419.

70. Folland, D. K., and D. P. Powell, 1994. The standard GISST data sets: Versions 1 and 2, Clim. Res. Tech. Note 56, pp. 50-51, Hadley Cent, for Clim. Predict, and Res., Meteorolol. Off., Bracknell, UK.

71. Forbes, C., K. Leaman, D. Olson, and 0. Brown, 1993. Eddy and wave dynamics in the South Atlantic as diagnosed from Geosat altimeter data. J. Geophys. Res., 98, 12 297 12 314.

72. Franco, A. S., 1988. Tides: fundamentals, analysis and prediction. Fundagáo Centro Tecnológico de Hidráulica, Sao Paulo, Brazil.

73. Gade, H. G., 1961. On some oceanographic observations in the southeastern Carribbean sea and the adjacent Atlantic ocean with special reference to the influence of the Orinoco River. Bol. Inst. Oceanogr., Venezuela, 1, 2, 287-342.

74. Garfield III, N. I., 1990. Brazil Current at subtropical latitudes. Ph.D. Thesis, Universityof Rhode Island, USA. 122 pp.

75. Garrafo, Z. D., and V. M. Kamenkovich, 1996. A note on the transport of the Brazil Current. Geophys. Res. Letters, 23(13), 1629-1632.

76. Garvine. R. W., 1974. Physical features of the Connecticut river outflow during high discharge. J. Geophys. Res., 79, 831-846.

77. Garvine, R. W., 1975. The distribution of salinity and temperature in the Connecticut River estuary. J. Geophys. Res., 80, 1176-1173.

78. Garvine, R. W., 1982. A steady state model for buoyant surface plumes in coastal waters. Tellus, 34, 293-306.

79. Garvine, R. W., 1984. Radial spreading of buoyant surface plumes in coastal waters. J. Geophys. Res., 89, 1989-1986.

80. Garvine, R. W., 1987. Estuary plumes and fronts in shelf waters: A layer model. J. Phys. Oceanogr., 17, 1877-1896.

81. Garvine, R. W., and J. D. Monk, 1974. Frontal structure of a river plume. J.' Geophys. Res., 79, 2251-2259.

82. Garzoli, S. L., 1993. Geostrophic velocity and transport variability in the Brazil-Malvinas Confluence. Deep-Sea Research, 40, 7, 1379-1403.

83. Garzoli, S. L. and A. Bianchi, 1987. Time-space variability of the local dynamics of the Malvinas-Brazil Confluence as revealed by inverted echo sounders. J. Geophys. Res., 92, 1914-1922.

84. Garzoli, S. L., and Z. Garraffo, 1989. Transports, frontal motions and eddies at the Brazil-Malvinas Currents Confluence. Deep-Sea Research, 36. 5. 681-703.

85. Garzoli, S. L., and G. Simonato, 1990. Baroclinic instabilities and forced oscillations in the Brazil/Malvinas confluence front. Deep-Sea Research, 37, 6. 1053-1074.

86. Garzoli, S. L., and C. Giulivi, 1994. What forces the variability of the southwestern Atlantic boundary currents? Deep-Sea Research, 41, 10, 1527-1550.

87. Garzoli, S. L., Z. Garraffo, G. Podesta, and 0. Brown, 1992. Analyses of a general circulation model product, 1, Frontal systems in the Brazil/Malvinas and Kuroshio/Ovashio regions, J. Geophys. Res., 97, 20,117-20,138.

88. Georgi, D. T., 1981. Circulation of bottom waters in the southwestern South Atlantic. Deep-Sea Res., 28, 959-979.

89. Ghisolfi, R. D., A. Monteiro, and 0. 0. Moller Jr, 1991. Balango de calor para as estagóes de veráo e invernó: estimativas e processos envolvidos. Proc. IV Gongresso Latinoamericano de Ciencias del Mar, Coquimbo, Chile, 125.

90. Gibbs, R. J., 1970. Circulation in the Amazon River estuary and the adjacent Atlantic Ocean. Journal of Marine Research, 28, 113-123.

91. Gill, A. E., 1982. Atmosphere-ocean dynamics. Academic Press. 662 pp.

92. Espaciais, Brazil, '295 pp. Available from Instituto de Pesquisas Espaciais, 1758 Avenida dos Astronautas, POB 515, Sâo José dos Campos, SP 12227-010. Brazil.

93. Goni, G., S. Kamholz. S. Garzoli, and D. Olson, 1996. Dynamics of the Brazil-Malvinas confluence based on inverted echo sounders and altimetry, J. Geophys. Res., 101, 16,273-16,289.

94. Gordon, A. L., 1981. South Atlantic thermocline ventilation, Deep-Sea Research, 28, 1239-1264.

95. Gordon, A. L., 1986. Interocean exchange of thermocline water. J. Geophys. Res., 91, 5037-5046.

96. Gordon, A. L., 1989. Brazil-Malvinas Confluence 1984, Deep-Sea Research, 36, 3, 359-384.

97. Gordon, A. L., and C. L. Greengrove, 1986. Geostrophic circulation of the Brazil-Falkland confluence. Deep-Sea Research, 33, -5, 573-585.

98. Grandoso, H. N., and J. E. Nunez, 1955. Analisis de una situacion de bloqueo en la parte austral de America del Sur. Meteoros, 5, 35-54.

99. Guerrero, R. A., E. M. Acha, M. B. Framinan, and C. A. Lasta, 1997. Physical oceanography of Rio de la Plata estuary, Argentina, Continental Shelf Res., 17, 7, 727-742.

100. Hanawa, K., and Y. Toba, 1987. Critical examination of estimation methods of long-term mean air-sea heat and momentum transfers. Ocean Air Interaction, 1. 79-93.

101. Hasselmann, K., 1976. Stochastic climate models, I. Theory. Tellus, 28. 473-485.

102. Hellerman, S., and M. Rosenstein, 1983. Normal monthly wind stress over the world ocean with error estimates. J. Phys. Oceanogr., 13, 1093-1104.

103. Home, J. H., and S. L. Baliunas,1986. A prescription for analysis of unevenly spaced sampled time series, Astrophys. J. 263, 835-853.

104. Houze, R. A., Jr., 1977. Structure and dynamics of a tropical squall line system. Mon. Wea. Rev. 105, 1540-1567.

105. Kantin, R., 1983. Hydrologie e qualité des eaux de la region sud de la Lagune dos Patos (Brésil) et de la platforme continentale adjacente. These doctorat d'Etat 779, Université de Bordeaux I, 185 pp.

106. Kelly, K. A., 1989. An inverse model for near-surface velocity from infrared images. J. Phys. Oceanogr., 19. 1845-1864.

107. Kelly, K. A., and T. P. Strub, 1992. Comparisson of velocity estimates from Advanced Very High Resolution Radiometer in the coastal transition zone. J. Geophys. Res., 97. 9 653 9 668.

108. Kim, I. S., and P. 0. Zavialov, 1996. Relagáo entre variagoes da temperatura do mar e características do clima na regiáo sul do Brasil. Proc. VII Congresso Latinoamericano e Ibérico de Meteorología, Buenos Aires, Argentina, 355-356.

109. Khan, V. M., 1998. As zonas de TSM no hemisferio Sul de possivel impacto para precipitagoes no sul do Brasil. Proc. XI Semana Nacional de Oceanografía. Rio Grande. Brazil, 422-424.

110. Khan, V. M., 1999. Prediction of monthly rainfall in Southern Brazil using stepwise multiple regression. Theor. Applied Climatology, in review.

111. Khan, V. M., and P. 0. Zavialov, 1998. Interannual to interdecadal variability of precipitation in Southern Brazil. Proc. X Congresso Brasileiro de Meteorología. Brasilia, Brazil, Proceedings in CD-ROM, paper 10 98005, 5 pp.

112. Khan, V. M., N. Krusche and P. 0. Zavialov, 1995. A note on the influence of local vegetation upon representativity of routine wind measurements. Revista Brasileira de Meteorología, 10, 2, 48-53.

113. Maamaatuaiahutapu. K. V. C. Garçon, C. Provost, M. Boulahdid, and A. P. Osiroff. 1992. Brazil-Malvinas confluence: water mass composition. J. Geophys. Res., 97, 9493 9 506.

114. Mata, M. M., 1996. Aplicagoes da altimetriaTOPEX/POSEIDON no estudo de aspectos dinamicos do oceano Atlantico sul ocidental. M.Sc. Thesis, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, Brazil, 98 pp.

115. Matano. R. P., 1993. On the separation of the Brazil Current from the coast. J. Phys. Oceanogr., 23, 79-90.

116. Matano, R. P., and S. G. H. Philander, 1994. On the decay of the meanders of eastward currents. J. Phys. Oceanogr., 24, 298-304.

117. Matano, R. P., M. G. Schlax, and D. B. Chelton, 1993. Seasonal variability in the Southwestern Atlantic. J. Geophys. Res., 98, 18 027-18 035.

118. McCartney, M. S., and R. A. Curry, 1993. Trans-equatorical flow of Antarctic Bottom Water in the western Atlantic Ocean: Abyssal geostrophy at the equator. J. Phys. Oceanogr., 23, 1264 1276.

119. McPhaden, M. J., and Peters, H., 1992. On the diurnal cycle of internal wave variability in the equatorial Pacific Ocean: Results from moored observations. J. Phys. Oceanogr., 22, 1317-1329.

120. Meehl, G. A., 1982. Characteristics of surface currents flow inferred from a global ocean current data set. J. Phys. Oceanogr., 12, 538-555.

121. Meredith, M. P., J. M. Vassie, K. J. Heywood, and R. Spencer. 1996. On the temporal variability of the transport through Drake passage. J. Geophys. Res., 101, 22 485 22 494.

122. Miranda, L. B., 1969. Relatorio sobre as condiçôes oceanógraficas na plataforma do Rio Grande do Sul. IN: Primeira pesquisa oceanógrafica sistemática do Atlántico Sul entre Torres e Chui, GEDIP/IOUSP, Sâo Paulo, Brazil, 25pp.

123. Miranda, L. B., and B. M. Castro Filho, 1979. Aplicaçâo do diagrama T-S estatistíco -volumétrico à análise das massas de água da plataforma continental do Rio Grande do Sul. Boletim do Instituto Oceanógrafico, Universidade do Sâo Paulo, 28(1), 185-200.

124. Moller Jr., O. O., P. S. Paim, and I. D. Soares, 1991. Facteurs e mécanismes de la circulation des eaux dans l'estuaire de la Lagune dos Patos (RS, Brésil). Bull. Inst. Gol. Bassin d'Aquitaine, Bordeaux, 49, 15-21.

125. Moller Jr., O. 0., P. Castaing, and P. Lazure, 1997. The analysis of mixing, circulation and estuarine/shelf exchange processes in Patos lagoon from a 3D model. Proc. Bordomer 97, Bordeaux, France, vol. 1, 293-298.

126. Moller Jr., O. O., D. Urbano Neto, and P. 0. Zavialov, 1998. Dinamica da plataforma interna do Rio Grande do Sul. Proc. XI Semana Nacional de Oceanografía, Rio Grande, Brazil, 374-376.

127. Moller Jr., O. O., and Lazure, P., 1999. Tidal frequency dynamics of a Southern Brazilcoastal lagoon: choking and seiches. J. Coastal Res., in press.

128. Moller Jr., 0. 0., P. Castaing, J. -C. Salomon, and P. Lazure. 1999. The influence of local and non local forcing effects on the subtidal circulation of Patos lagoon. Estuaries. in press.

129. Moum, J. N., M. C. Gregg, R. C. Lien, and M. E. Carr, 1995. Comparison of turbulent kinetic energy dissipation rates from two ocean microstructure profilers. J. Atmos. Oceanic Technol, 12, 346-366.

130. Moura, A. D., and C. Studzinki, 1994. Previsáo climatica e centros de aplicagáo. Proc. II Congresso Latino-Americano e Ibérico de Meteorología, Belo Horizonte, Brazil, 470473.

131. Muelbert, J. H., and G. Weiss, 1991. Abundance and distribution of fish larvae in the channel area of the Patos lagoon estaury, Brazil. IN: Hoyt, R. D. (Ed.), Larval Fish Recruitment and Research in the Americas, NOAA Tech. Rep. NMFS 95, 43-54.

132. Nagy, G. J., and A. C. Blanco, 1987. Balance de silicatos dissueltos de superficie en el Rio de la Plata. Proc. II Congresso Latinoamericano de Ciencias del Mar.

133. Newton, C. W., 1978. Fronts and waves disturbances in Gulf Stream and atmospheric jet streams. J. Geophys. Res. 83. 4697-4706.

134. Necco, G., 1982. Coinportamento de vortices ciclonicos en el area Sudamericana durante el FGGE: Ciclogenesis. Meteorologica, 13, 7-19.

135. Nof, D., and T. Pichevin, 1996. The retroflection paradox. J. Phys. Oceanogr., 26. 2344-2358.

136. O'Connor, W. P. 1991. A numerical model of tides and storm surges in the Rio de la Plata estuary. Continental Shelf Res., 11, 1491-1508.

137. Oberhuber, J. M., 1988. An atlas based on the COADS data set: The budgets of heat buoyancy and turbulent kinetic energy at the surface of the global ocean. Max Planck Institute for Meteorology, Rep. No. 15, Hamburg, Germany.

138. Odebrecht, C., and L. Djurfeldt, 1995. The role of nearshore mixing on phvtoplankton size structure off Cape Santa Marta Grande, Southern Brazil (Spring 1989). Arch. Fish. Mar. Res., 43(2).

139. O'Donnel, J., 1990. The formation and fate of a river plume: A numerical model. J. Phys. Oceanogr., 20, 551-559.

140. O'Donnel, J., 1993. Surface fronts in estuaries. Estuaries, 16, 12-39.

141. O'Donnel, J., 1997. Observations of near-surface currents and hydrography in the Connecticut river plume with the surface current and density array. J. Geophys. Res., 102. 25 021 25 033.

142. O'Donnel, J., and R. W. Garvine. 1983. A time dependent, two layer frontal model of buoyant plume dynamics. Tellus, 35, 73-80.

143. Olson, D. B., and R. H. Evans, 1986. Rings of the Agulhas. Deep-Sea Res., 33(1), 27-42.

144. Olson, D. B., G. P. Podesta, R. H. Evans, and O. B. Brown, 1988. Temporal variations in the separation of Brazil and Malvinas Currents. Deep-Sea Res., 35. 1971-1990.

145. Omachi, C. Y., 1996. Modelo de atenuagao da irradiancia espectral na atmosfera ecoluna d'água do mar para aplicagoes em sensoriamento remoto e oceanografía. B. Se. Thesis. Fundagáo Universidade do Rio Grande, Brazil, 65 pp.

146. Ostrovsky, A. G., and L. I. Piterbarg, 1986. On the statistical predictability of mean monthly sea surface temperature values. Izv. Acad. Sci. USSR Atmos. Oceanic. Phys., Engl, transí., 22. 916-921.

147. Ostrovsky, A., and L. Piterbarg, 1995. Inversion for heat anomaly transport from sea surface temperature time series in the northwest Pacific. J. Geophys. Res., 100, 48454865.

148. Pedlosky, J., 1996. Ocean circulation theory. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, 453 pp.

149. Pereira, C. S., 1989. Seasonal variability in the coastal circulation on the Brazilian continental shelf (29°S 35°S). Continental Shelf Res., 9, 3, 285-299.

150. Peterson, R. G., 1988. On the transport of the Antarctic Circumpolar Current through Drake passage and its relation to wind. J. Geophys. Res., 93, 13 993 14 004.

151. Peterson, R. G., 1992. The boundary currents in the western Argentine basin. Deep-Sea Res., 39, 623-644.

152. Peterson, R. G., and L. Stramma, 1991. Upper-level circulation in the South Atlantic ocean, Progr. Oceanogr., 26, 1-73.

153. Pimenta, F. M., and P. 0. Zavialov, 1995. 0 ciclo diurno de temperatura na superficie do Atlántico Sudoeste. VI Congresso Latinoamericano de Ciencias del Mar, Mar del Plata, Argentina, abstract volume, p. 133.

154. Piola. A. R., and A. L. Gordon, 1989. Intermediate water in the southwest South

155. Atlantic. Deep Sea Res., 36, 1-16.

156. Piscionatto, G., A. Diaz, G. Gazes, and C. R. Mechoso, 1994. El Niño Southern Oscillation impact on rainfall in Uruguay. J. Climate, 7, 1286-1-302.

157. Piterbarg, L. I., 1987. Formation of features of the sea surface temperature field by the action of synoptic atmospheric processes. Izv. Acad. Sei. USSR Atmos. Ocean. Phys., Engl, transí., 28, 48-53.

158. Pivovarov, A., and Protasov, S. N., 1975. On the diurnal march of temperature in the boundary layers of the ocean and the atmosphere, with variable in time turbulent exchange. Oceanology, 15, 3, 12-20.

159. Podesta, G. P., 1990. Migratory pattern of Argentina hake merluccius hubbsi and oceanic processes in the Southern Atlantic Ocean. US Fishery Bull, 88, 167-177.

160. Podesta, G. P., O. B. Brown, and R. H. Evans, 1991. The annual cycle of satellite-derived sea surface temperature in the southwestern Atlantic Ocean. J. Climate, 457-467.

161. Price, J. F., 1979. Observations of a rain-formed mixed layer. J. Phys. Oceanogr. 9, 643-649.

162. Price, J. F., Weller, R. A., and Pinkel, R., 1986. Diurnal cycling: Observations and models of the upper ocean response to diurnal heating, cooling and wind mixing. J. of Geophys. Res. 91, 8411-8427.

163. Prohaska, F., 1976. Climates of Central and South America. World survey of climatology, Chapter 2. H. E. Landsberg and W. Schwerdtfeger (Eds.), Elsevier. 532 pp.

164. Provost, C., V. Garçon, and S. Garzoli, 1989. Sea level variability in the Brazil and Malvinas confluence region. Adv. Space Res., 9(7), 7 387 7 392.

165. Provost, C., 0. Garcia and V. Garçon, 1992. Analysis of sea surface temperature time series in the Brazil-Malvinas currents confluence region: dominance of the annual and semiannual periods. J. Geophys. Res., 97, 17 841 17 858.

166. Provost, C., and P. Y. L. Traon. 1993. Spatial and temporal scales in the altimetric variability in the Brazil-Malvinas current confluence region: dominance of the semiannual period and large temporal scales. J. Geophys. Res., 98, 18 037 18 095.

167. Provost, C., V. Garçon, and L. M. Falcon, 1996. Hydrographyc conditions in the surface layers over the slope open ocean transition area near the Brazil-Malvinas Confluence during austral summer 1990. Continental Shelf Res., 16, 2, 215-235.

168. Reid, J. L., 1989. On the total geostrophic circulation of the South Atlantic Ocean: Flow patterns, tracers and transports. Progr. Oceanogr., 23, 149-244.

169. Reynolds, R. WT., 1988. A real-time global sea surface temperature analysis," J. Climate, 1, 75-86.

170. Reynolds, R. W., and D. C. Marsico, 1993. An improved real-time global sea surface temperature analysis, J. Climate, 6, 114-119.

171. Reynolds, R. W., and T. M. Smith, 1994. Improved global sea surface analyses using optimum interpolation, J. Climate, 7, 929- 948.

172. Reynolds, R. W., C. K. Folland. and I). E. Parker, 1989. Biases in satellite derivedsea-surface-temperatures, Nature, 341, 728-731.

173. Rivas, A. L., 1997. Current meter observations in the Argentine continental shelf. Continental Shelf Res., 17, 391-406.

174. Rivas, A. L., and A. F. Langer. 1996. Mass and heat transport in the Argentine continental shelf. Continental Shelf Res., 16, 1283-1295.

175. Roden, G. I., 1986. Thermohaline fronts and baroclinic flow in the Argentine Basin during the austral spring of 1984. J. Geophys. Res., 91, 5 075 5 093.

176. Ropelewski, C. F., and M. S. Halpert, 1987. Global and regional scale precipitation patterns associated with El Nino / Southern Oscillation. Month. Weath. Rev., 115, 1606-1626.

177. SACC, 1996. SACC: South Atlantic Climate Change. Draft document, S. Garzoli, D. Olson, E. Chassignet, R. Matano, H. Berbery, E. Campos, J. Miller, A. Piola. G. Podesta, R. Fine, and R. Molinari. 23 pp.

178. Saraiva, J., 1996. Ph.D. Thesis, Universidade de Sao Paulo, Instituto Astronómico e Geofísico, Sao Paulo, Brazil.

179. Saunders, P. M., 1971. Anticyclonic eddies formed from shoreward meanders of the Gulf Stream. Deep Sea Res., 18, 1207-1219.

180. Scargle, .J. D., 1982. Studies in astronomical time series analysis, II, Statistical aspects of spectral analysis of unevenly spaced data, Astrophys. J. 263, 835-853.

181. Schudlich, R. R., and Price, .J. F., 1992. Diurnal cycles of current, temperature, and turbulent dissipation in a model of the equatorial upper ocean. J. Geophys. Res. 97. 5409-5422.

182. Semtner, A. J. Jr., and R. M. Chervin, 1992. A simulation of the global ocean circulation with resolved eddies. J. Geophys. Res., 93, 15 502 15 522.

183. Severov, D. N., 1990. Particularidades de las condiciones oceanógraficas del Atlántico sidoccidental sobre la base de características temporales medias procedentes de urna série de años. Frente Marítima, 6, 109-119.

184. Severov, D. N., 1991. Massas de agua en el area del Atlántico sudoccidental, sus características y distribución. Frente Marítima, 9, 93-102.

185. Severov, D. N. 1992. Particularidades de la circulación vertical de las aguas en el Atlántico Sudoccidental. Caracteristicas de la picnoclina y la bioproductividad. Frente Marítima, 11, 139-150.

186. Shifrin, K. S., and P. O. Zavialov, 1998. Sobre a detecçâo remota de precipitaçôes leves. University of Rio Grande, Preprint DF22/98, Rio Grande, Brazil, 20 pp.

187. Shifrin, K. S., and P. 0. Zavialov, 1999. On satellite detection of very light rain and drizzle: prelimenary results. Revista Brasileira de Meteorología, 14, 1 (to appear).

188. Signorini, S. R., 1976. Contribution to the study of circulation and volume transport of the Brazil Current between Cabo de Sao Tome and Guanabara Bay. Bol. Inst. Oceanogr., 25(2), 157-220.

189. Simmonds, I, and M. Dix, 1989. The use of mean atmospheric parameters in the calculation of modeled mean surface heat fluxes over the World's oceans. I. Phys. Oceanogr 19, 205-215.

190. Sinclair, M. R. 1994. An objective cyclone climatology for the Southern Hemisphere. Mon. Wea. Rev., 122, 2239-2256.

191. Slutz, R. J., S. J. Lubker, J. D. Hiscox, S. D. Woodruff, R. L. Jenne, D. H. Joseph. P. M. Steuer, and J. D. Elms, 1985. Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set: Release 1. NOAA Environmental Research Laboratory, Boulder, CO. 268 pp.

192. Snedecor, G. W. and Cochran. W. G., 1980. Statistical Methods. Iowa State University Press. 507pp.

193. Smith, R. L., A. Huyer, J. S. Godfrey, and J. A. Church, 1991. The Leeuwin Current off Western Australia, 1986-1987. J. Phys. Oceanogr., 21, 323-345.

194. Smith, S. D., 1980. Wind stress and heat flux over the ocean in gale force winds. J. Phys. Oceanogr., 10, 709-726.

195. Smith, L. T., E. P. Chassignet, and D. B. Olson, 1994. Wind-forced variations in the Brazil-Malvinas Confluence region as simulated in a coarse resolution numerical model of the South Atlantic. J. Geophys. Res., 99, 5095-5117.

196. S.M.N., 1982. Estadísticas climatológicas. Publ. del Servicio Meteorológico Nacional, Buenos Aires, Argentina, 242 pp.

197. Smyth, W. D., D. Hebert, and .J. N. Mourn, 1996. Local ocean response to a multiphase westerly windburst. Part 2: Thermal and freshwater responses. J. Geophys. Res., 101, 22 513 22 533.

198. Smyth, W. D., P. O. Zavialov. and J. T. Moum, 1997. Decay of turbulence in the upper ocean following sudden isolation trom surface forcing. J. Phys. Oceanogr., 27. 5, 810-822.

199. Stammer, D., and C. Wunsch, 1994. Preliminary assessment of the accuracy and precision of TOPEX/POSEIDON altimeter data with respect to the large scale ocean circulation. J. Geophys. Res., 99, 24 584 24 604.

200. Stevenson, M., D. Dias-Brito, J. L. Stech, and M. Kampel. 1998. How do cold water biota arrive in a tropical bay near Rio de Janeiro, Brazil? Continental Shelf Research, 18, 1595-1612.

201. Stommel, H., 1965. The Gulf Stream. Univ. Calif. Press, Berkeley, 248 pp.

202. Stramma, L. P. Cornillon, P. A., Weller, R. A., Price, J. F. and Briscoe, M. G., 19S6. Large diurnal sea surface temperature variability: satellite and in situ measurements. J. Phys. Oceanogr. 16, 827-837.

203. Stramma, L. P., and R. G. Peterson, 1990. The South Atlantic Current. J. Phys. Oceanogr., 20, 846-859.

204. Sverdrup, H. V., M. V. Johnson, and R. H. Flemming, 1942. The oceans, their physical chemistry and general biology. Prentice-Hall, New York, 1087 pp.

205. Taljaard, J. J., 1972. Meteorology of the Southern Hemisphere, Chapter 8, C. W. Newton (Ed.), American Meteorological Society, 263 pp.

206. Tang, C. L., 1980. Observation of the wavelike motion of the Gaspe Current. Journ. Phys. Oceanogr., 10, 853-860.

207. Tapley, B. D., D. P. Chambers, C. K. Shum, R. J. Eanes, J. C. Reis, and R. H. Stewart, 1994. Accuracy assessment of the large-scale dynamic topography from TOPEX/POSEIDON altimetry. Journ. Geophys. Res., 99, 24 605 24 617.

208. Thomsen, H., 1962. Massas de agua caracteristicas del oceano Atlautico parte sudoeste. Secretaria de marina, SHN. Publ. H-632, Buenos Aires, Argentina, 27pp.

209. Trenberth, K. E., and K. Mo, 1985. Blocking in the Southern Hemisphere. Mon. Wea. Rev., 113, 3-21.

210. Tsuchiya, M., 1985. Evidence of a double-cell subtropical gyre in the South Atlantic Ocean. J. Mar. Res., 43, 57-65.

211. Tubelis, A., and F. Nascimento, 1978. Meteorolgia desritiva fundamentos e aplicares brasileiras. Livraria Nobel, 374 pp.

212. Urien, C. M., 1967. Los sedimentos modernos del Rio de la Plata Exterior. Servicio de Hidrografía Naval, SHN, Publ. H-106, Buenos Aires, Argentina, 4(2). 113-213.

213. Vassie, .J., 1982. Tides and low frequency variations in the equatorial Atlantic. Oceanolog. Acta, 5, 3-6.

214. Vereker, H. P., 1860. British shipmaster's hand book to Rio Grande. London, Effingham Wilson, Royal Exchange, 41 pp.

215. Veronis, G., 1973. Model of world ocean circulation, I: Wind-driven, two-layer. J. Mar. Res., 31, 228-288.

216. Walker, N. D., O. K. Huh. L. J. Rose Jr., and S. P. Murray, 1996. Evolution and structure of a coastal squirt off the Missisipi river delta: Northern Gulf of Mexico. J. Geophys. Res. 101. 20 613 20 655.

217. Webster, P. .J. Cla.yson. C. A., and Curry, J. A., 1996. Clouds, radiation, and the diurnal cycle of sea surface temperature in the tropical western Pacific. J. Climate. 9, 1712-1730.

218. Weisberg, R. H. 1976. The nontidal flow in the Providence river of Narragansett Bay: A stochastic approach to estuarine circulation, J. Phys. Oceanogr., 6, 721-734.

219. White, W. B., D. R. Cayan, and M. D. Dettinger, 1997. Response of global upper ocean temperature to changing solar irradiance, J. Geophys. Res., 102, 3255-3266.

220. White, W. B., and R. G. Peterson, 1996. An Antarctic Circumpolar wave in surface pressure, wind, temperature, and sea ice extent. Nature, 380, 699-702.

221. Whitworth, T., Ill, W. D. Nowlin, Jr., R. D. Pillsbury, M. I. Moore, and R. F. Weiss, 1991. Observations of the Antarctic Circumpolar Current and deep boundary current in the southwest Atlantic. J. Geophys. Res., 96, 15 105 15 118.

222. Weller, R. A., and J. F. Price, 1988. Langmuir circulation in the oceanic mixed layer. Deep-Sea Res., 35, 711-747.

223. Woodruff, S. D., R. J. Slutz, R. L. Jenne, and P. M. Steurer, 1987. A comprehensive ocean-atmosphere data set, Bull. Am. Meteorol. Soc., 68, 1239-1250.

224. Wunsch, C., and E. M. Gaposchkin, 1980. On using satellite altimetry to determine the general circulation of the oceans with application to geoid improvement. Rev. Geophys. Space Phys., 18, 725-745.

225. Yankovsky, A. E., and D. C. Chapman, 1997. A simple theory for the fate of buoyant coastal discharges, J. Phys. Oceanogr. 27. 1386-1401.

226. Yasunari, T., 1977. Stationary waves in the southern hemisphere mid-latitude zone revealed from average brightness charts. J. Met. Soc. of Japan, 55, 274-285.

227. Young, G. S., S. M. Perugini, and C. W. Fairall, 1995. Convective wakes in the equatorial western Pacific during TOGA. Mon. Wea. Rev. 123, 110-123.

228. Zavialov, P. 0., 1995a. Inverse model of seasonal circulation in the coastal region near Brazil-Malvinas confluence from the heat budget (abstract). XXIIUGG General Assembly, Boulder, Colorado, USA, abstract volume. p.B311.

229. Zavialov, P. 0., 1995b. Modelo inverso de circula^ao sazonal na regiao costeira proxima a Confluencia Brazil-Malvinas atraves do balanco de calor. VIII Semana Nacional de Oceanografia. Rio Grande, Brazil, abstract volume, p. 138.

230. Zavialov, P. 0., 1995c. Modelo inverso de circulagao sazonal na regiao costeira proxima a confluencia Brasil-Malvinas atraves do balango do calor VI Gongresso Latinoamericano de Ciencias del Mar, Mar del Plata, Argentina, abstract volume, p.209.

231. Zavialov, P. 0., 1996a. Inverse model for coastal circulation near Brazil-Falkland confluence, from the heat budget. IAPSO Proceedings, 19, 410.

232. Zavialov, P. 0., and V. M. Khan, 1992. A coupled model of the temperature regime of the atmospheric boundary layer over the coastal ocean. Trans. Russian State Center Hydromet., 317, 57-62 (in Russian).

233. Zavialov, P. 0., and V. S. X. Murty, 1995. On the estimation of eddy diffusivity coefftcient of heat in the upper layer of the Arabian sea. Indian Journal of Marine Sciences, 24, 177-185.

234. Zavialov, P. 0. and I. S. Kim, 1996. A study on marine climatology in the South Brazilian coastal waters. Proc. VII Congresso Latinoamericano e Ibérico de Meteorología, Buenos Aires, Argentina, "277-278.

235. Zavialov, P. 0., and J. M. Absy, 1997a. Decadal variability of the Brazil-Malvinas confluence winter position, revealed from 141-years-long historical data record. Proc. VII Congresso Latinoamericano sobre Ciencias do Mar, Santos, Brasil, 560-561.

236. Zavialov, P. 0., and J. M. Absy, 1997b. Variabilidade interdecadal e interanual na regiáo da confluencia Brasil-Malvinas revelada através de dados históricos desde 1854. Proc. IX Semana Nacional de Oceanografía, Itajaí, Brazil, 511-513.

237. Zavialov, P. 0., and J. M. Absy, 1997c. Interannual and seasonal variability at the Brazil-Malvinas Confluence revealed from historical data since 1854. WOCE South Atlantic Workshop, Brest, France, abstract volume, P67.

238. Zavialov, P. 0., and 0. 0. Moller Jr., 1998a. Modelling and observations of currents off Southern Brazil and Urugay: the Rio Grande Current. IN: Oceanic Fronts and Related Phenomena, A. Zatsepin (Ed.), UNESCO, 6 pp.

239. Zavialov, P. 0., and 0. 0. Moller Jr., 1998b. Dynamics on the shelf adjacent to the Brazil-Malvinas Confluence front. Konstantin Fedorov Memorial Symposium on Oceanic Fronts and Related Phenomena. Sankt-Petersburg, Pushkin, Russia, abstract volume.

240. Zavialov, P. 0., and 0. 0. Moller Jr., 1998c. Seasonal circulation and associated advec-tive fluxes of heat of Southern Brazil and Uruguay: modeling and in situ data. Anuales Geophysicae. 16, Suppl. II, p. C547.

241. Zavialov, P. 0., and 0. 0. Moller Jr., 1998d. Modelagem e observaçôes de correntes na plataforma sul brasileira e uruguaia, University of Rio Grande, Preprint DF17/98. Rio Grande, Brazil, 6 pp.

242. Zavialov, P. 0., and J. M. Absy, 1998a. Low frequency SST variability in Southwestern Atlantic. IN: Oceanic Fronts and Related Phenomena, A. Zatsepin (Ed.), UNESCO, 6 pp.

243. Zavialov, P. 0., and J. M. Absy, 1998b. Variabilidade de baixa frequencia no Atlântico Sudoeste. University of Rio Grande, Preprint DF18/98. Rio Grande, Brazil, 6 pp.

244. Zavialov, P. 0., Moum, J. T., and W. D. Smyth, 1994. Local ocean response to squalls during COARE. Suppl. EOS Transactions, AGU, 1994, vol.75, 3, 185.

245. Zavialov, P. 0., R. D. Ghisolfi, and C. A. E. Garcia, 1997a. An inverse model for seasonal circulation in the Southern Brazilian shelf: near-surface velocity from the heat budget. WOCE South Atlantic Workshop, Brest, France, abstract volume, P56.

246. Zavialov, P. 0., F. M. Pimenta, G. Castelâo, S. Abdoullaev, and S. Gianesella-Galvâo, 1997b. Diurnal cycling and related phenomena in the upper layer of Southwestern Atlantic ocean. WOCE South Atlantic Workshop, Brest, France, abstract volume. P71.

247. Zavialov, P. 0., R. D. Ghisolfi, and C. A. E. Garcia, 1998a. An inverste model for seasonal circulation over the Southern Brazilian shelf: Near-surface velocity from the heat budget. J. Phys. Oceanogr. 28, 545-561.

248. Zavialov, P. 0., R. D. Ghislolfi, and C. A. E. Garcia, 1998b. Modelo de circulaçâo sazonal na plataforma sul brasileira: velocidade superficial calculada através de balanço de calor. University of Rio Grande, Preprint DF21/98, Rio Grande, Brazil, 33 pp.

249. Zavialov, P. 0., I. Wainer, and J. M. Absy, 1998d. Variabilidade da TSM na plataforma sul brasileira revelada através de dados históricos. University of Rio Grande, Preprint DF20/98, Brazil, 27 pp.

250. Zavialov, P. 0., I. Wainer, and J. M. Absy, 1998e. Low frequency variability of the Brazil-Malvinas Confluence front. Konstantin Fedorov Memorial Symposium on Oceanic Fronts and Related Phenomena. Sankt-Petersburg, Pushkin, Russia, abstract volume.

251. Zavialov, P. 0., I. Wainer, and J. Absy, 1998f. "Global change" at the Brazil-Malvinas Confluence: low frequency variability revealed from historical data. Annates Geophysi-cae, 16, Suppl. II, p. C547.

252. Zavialov, P. O., S. M. F. Gianesella-Galváo, F. M. Pimenta, G. P. Casteláo, and S. M. Abdoullaev, 2000. Diurnal variability of sea temperature and related phenomena on the continental shelf of Southern Brazil. Continental Shelf Res., 20, 1, 15-35.

253. Zavialov, P. O., I. Wainer, and J. M. Absy, 1999b. Sea surface temperature variability off southern Brazil and Uruguay as revealed from historical data since 1854. J. Geophys. Research, 104, 21 021 21 032.

254. Zemba, J. C., 1991. The transport and structure of the Brazil Current between 27°S and 36°S. Ph.D. Thesis, Mass. Inst, of Technology, Cambridge.

255. Zipser, E. J., 1977. Mesoscale and convective-scale downdrafts as distinct components of squall-line structure. Mon. Wea. Rev., 105, 1568-1589.

256. Zyranov, V. N., and D. N. Severov, 1979. Water circulation in the Falkland-Patagonia region and its seasonal variation. Oceanology, 19, 518-522.