Abstract (English):
Purpose. The aim of the work is to clarify the spatial structure of the climatic dynamic fronts (geostrophic current jets) and to estimate the relationship between their position and that of the large-scale temperature fronts on the surface of the Scotia Sea and the adjacent water areas in the southwestern part of the Antarctica Atlantic sector. Methods and Results. The daily averaged data arrays of the CMEMS (1993–2017) and NOAA OI SST (1982–2017) reanalyzes at the regular 0.25° grid were used. The CMEMS reanalysis contains the sea surface geostrophic velocity values, the NOAA OI SST reanalysis – the sea surface temperature ones which were reduced to the climatic form through their averaging for each month of the corresponding periods. Position of the current jets and the temperature fronts was determined using the maximums of the geostrophic velocity components and the extremes of the temperature horizontal gradients. The updated scheme of the average long-term position of dynamic fronts was constructed. It shows that in the areas of the most pronounced bottom topography inhomogeneities (the northern boundary of the Falkland Plateau and the Tierra del Fuego shelf, the boundaries of the Falkland Islands shelf and the Birdwood Bank, the Shackleton Ridge and the South Shetland Islands shelf depths dump), the fronts do not change their latitudinal position during a year. It is revealed that in most of the water area, the temperature horizontal gradient extremes (temperature fronts) correspond to the geostrophic velocity maximums (dynamic fronts). The Northern and Central Branches of the Antarctic Circumpolar Current are most clearly manifested in the temperature field. In general, in the water area under study, the average annual latitudinal position of the Subantarctic and Antarctic Polar Fronts is displaced to the south relative to the position of the Northern and Central branches jets of the Antarctic Circumpolar Current by 0.25–0.5° and 0.25–1°, respectively. Conclusions. It is shown that, being influenced by the bottom topography, the large-scale jets of geostrophic currents form intense topographic meanders and recirculation branches which are stably manifested on the climatic scale. The Antarctic Circumpolar Current branches being affected by the bottom topography, can merge forming the joint flows, and then diverge forming a system of separate jets again. It is found that the main spatial features of frontal structure in the geostrophic velocities field persist throughout the whole year and are conditioned mainly by the bottom topography. The most of the dynamic fronts are shown to be clearly pronounced in the temperature field on the surface during a year. A high level of linear correlation between the positions of temperature fronts and current jets was revealed; the correlation coefficient values are 0.6–0.97.

Keywords:
Scotia Sea, Drake Passage, Weddell Sea, sea surface temperature, satellite altimetry, temperature horizontal gradients, geostrophic currents, bottom topography

Введение
Исследование фронтальной системы Южного океана, связанной с ветвя-ми Антарктического циркумполярного течения (АЦТ), имеет большое науч-ное и прикладное значение [1–7]. В зоне АЦТ прослеживаются крупномас-штабные аномалии температуры поверхности океана (ТПО), распространяю-щиеся в восточном направлении и в значительной степени определяющие глобальные климатические изменения в системе океан – атмосфера [7–11]. Структура и интенсивность этих аномалий определяется изменчивостью гид-рологических фронтов. Океанические фронты также оказывают влияние на распределение биогенных элементов, обусловленное усилением вертикально-го обмена между глубинными и поверхностными водами в зонах фронтов и эффектом «барьера смешения» для фронтальных струй, который препят-ствует обмену характеристик через фронты [4, 7, 8, 12–16].
Несмотря на значительные успехи в исследовании системы фронтов и течений Южного океана [1–8, 10–13, 17–30], ряд вопросов остается откры-тым. Даже для таких хорошо изученных регионов, как пролив Дрейка и море Скоша, до сих пор существует неопределенность в количестве струй АЦТ и соответствующих им фронтов. Так, в работах [1–3, 8], базирующихся на данных контактных гидрологических измерений, в проливе Дрейка и море Скоша выделены три основные струи АЦТ (Северная, Центральная и Южная) и соответственно три фронта – Субантарктический (САФ), Полярный (ПФ) и Южный фронт АЦТ (ЮАЦТФ). В работе [3] помимо этих основных фрон-тов авторы выделили еще один фронт, не связанный с ветвями АЦТ (динами-ческими фронтами) и определяемый только по термохалинным признакам, – Южную границу АЦТ. В работе [2] Южную границу АЦТ в проливе Дрейка и над материковой окраиной Южных Шетландских о-вов назвали Границей континентальных вод (ГКВ), а в море Скоша – Фронтом моря Скоша (ФМС). Согласно [8], в море Скоша Южная граница АЦТ, называемая также Вторич-ной фронтальной зоной, соответствует Южной ветви АЦТ, при этом Южный фронт АЦТ как отдельный фронт не выделяется.
В других работах, основанных на данных фактических измерений, пока-зано, что в проливе Дрейка в зависимости от периода проведения измерений могло наблюдаться от четырех до 11 струй АЦТ [22–26]. На основе относи-тельно длинных временных рядов данных спутниковой альтиметрии (1992–2007 гг.), трансокеанских гидрологических разрезов WOCE и буев Argo во всей циркумполярной зоне АЦТ были выделены 9 струй и соответственно – динамических фронтов. Три струи прослеживались в зоне САФ, три – в зоне ПФ, две – в зоне ЮАЦТФ и одна соответствовала южной границе АЦТ. При этом авторы отмечают, что в проливе Дрейка струи сливаются, образуя не-сколько «суперструй» [5, 6].
МОРCКОЙ ГИДРОФИЗИЧЕСКИЙ 130 ЖУРНАЛ том 38 № 2 2022
Оценки расходов «суперструй» АЦТ в проливе Дрейка показали, что наиболее интенсивными являются Северная ветвь АЦТ, Центральная ветвь АЦТ и Южная ветвь АЦТ [22–25]. Например, в ноябре 2011 г. суммарные расходы трех струй Северной ветви, трех струй Центральной ветви и двух струй Южной ветви АЦТ составили 57,7; 51,7 и 20,1 Св соответственно [25]. Отмечается хорошее совпадение расходов течений, полученных по данным акустического доплеровского профилометра течений LADCP и в результате расчета динамическим методом. Так, в ноябре 2007 г. суммарные расходы струй трех основных ветвей АЦТ составляли по данным LADCP 14,0; 58,2 и 48,1 Св, по геострофическим расчетам 13,9; 57,5 и 47,8 Св [23].
По данным моделирования с использованием инверсной боксовой моде-ли, усваивающей данные инструментальных измерений скорости с помощью LADCP и гидрологические данные гидрографических станций за период 18 марта – 21 апреля 1999 г., показано, что в море Скоша происходит перерас-пределение объема переноса между струями АЦТ [27]. Например, отмечалось увеличение в восточном направлении переноса струи Субантарктического фронта (Северная ветвь АЦТ) от 31 ± 7 Св до 48 ± 4 Св и формирование то-пографических ветвей струи Полярного фронта (Центральная ветвь АЦТ).
В одной из наиболее современных работ [7] отмечается, что до сих пор нет однозначного мнения о количестве фронтов системы АЦТ, так как оно изменяется во времени и пространстве. Поэтому нет и единого мнения о том, как динамические фронты (стрежни течений) соотносятся по положению с температурными фронтами на поверхности, которые благодаря большему количеству длительных рядов спутниковых данных идентифицируются наиболее точно. В ряде работ показано, что зоны высоких градиентов ТПО, отражающих структуру фронтов на поверхности, могут качественно совпа-дать по положению с зонами высоких градиентов динамических высот (ди-намическими фронтами), отражающими интегральное влияние всего слоя воды от поверхности до глубины отсчетного горизонта [7, 18–21]. Согласно другим работам, некоторые температурные фронты на поверхности могут быть заметно смещены относительно положения стрежней течений [1, 4, 26, 28]. Так, в работе [1] на основе всех исторических данных попутных судовых измерений за период 1898–1986 гг. отмечалось, что САФ и стрежень Се-верной ветви АЦТ практически совпадают по положению, а Антарктиче-ский полярный фронт (АПФ) смещен примерно на 1,5° широты к югу от-носительно стрежня Центральной ветви АЦТ. В работе [4] на основе данных World Оcean Atlas и спутниковых измерений ТПО было установлено, что в юго-западной части Атлантического сектора Антарктики положение стреж-ней трех ветвей АЦТ смещено примерно на 1–2° широты относительно по-ложения соответствующих им фронтов в поле ТПО. В работе [28] на основе глобальной модели климата HiGEM показано, что в районах наклона глубин-ных изотерм к поверхности максимальные градиенты ТПО (температурные фронты) расположены южнее максимальных градиентов высоты уровня моря (динамических фронтов). В целом анализ литературных источников показал, что существуют про-тиворечия в определении структуры динамических и температурных фрон-тов, в значительной степени связанные с использованием разными авторами
МОРCКОЙ ГИДРОФИЗИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ том 38 № 2 2022 131
различных типов данных и применением разных методик выделения фрон-тов. В настоящей работе на основе современных реанализов, в которых все доступные данные контактных и спутниковых измерений проинтерполирова-ны в регулярные сетки с одинаковым шагом, уточняются особенности клима-тической структуры динамических фронтов (геострофических течений) и анализируется их связь с положением температурных фронтов на поверх-ности в юго-западной части Атлантического сектора Антарктики.
Материалы и методы
В работе рассматривается часть Атлантического сектора Южного океана, расположенная южнее 45° ю. ш., между 70° и 25° з. д. При по-строении картосхемы донной топографии использовались данные General Bathymetric Chart of the Oceans (GEBCO) (URL: http://www.gebco.net/data_and_products/gridded_bathymetry_data/) с пространствен-ным разрешением 15 угловых секунд по долготе и широте (рис. 1).
Анализ геострофической циркуляции (динамических фронтов) проводился по данным массива из реанализа Copernicus Marine Envi-ronment Monitoring Service (CMEMS) (URL: http://marine.copernicus.eu/?option=com_csw&view=details&product_id=SEALEVEL_GLO_PHY_L4_REP_OBSERVATIONS_008_047). Этот массив со-держит среднесуточные значения зональной (Ug) и меридиональной (Vg) со-ставляющих геострофической скорости на поверхности в узлах регулярной сетки с шагом 0,25° за период 1993–2017 гг., рассчитанные как сумма сред-ней динамической топографии по данным Aviso+ (URL: http://www.aviso.altimetry.fr/en/data/products/auxiliary-products/mdt) и средне-суточных значений аномалий уровня океана по данным спутниковых альти-метров Jason-1, Jason-2, Jason-3, Sentinel-3A, HY-2A, Saral/AltiKa, Cryosat-2, TOPEX/Poseidon, ENVISAT, GFO и ERS1/2. Применение продуктов реанализа CMEMS для других акваторий Мирового океана, в частности для Лофотен-ского бассейна [31] и Северного Ледовитого океана (СЛО) [32], показало хо-рошее согласование результатов с реанализом ORAS5 [31] и моделью мор-ской и океанической циркуляции Institute of Numerical Mathematic Оcean Model (INMOM-Арктика), реализованной для СЛО и прилегающих к нему акваторий [32]. Кроме того, в работе [32] отмечается, что в настоящее время CMEMS является наиболее совершенной из функционирующих оперативных систем, предоставляющих данные о состоянии морской среды всего Мирово-го океана.
Фронтальная структура поля ТПО исследовалась по данным массива ре-анализа NOAA Optimum Interpolation Sea Surface Temperature (OI SST) (URL: https://psl.noaa.gov/cgi-bin/db_search/DBListFiles.pl?did=132&tid=89459&vid=2423). Он содержит среднесуточные значения ТПО в узлах регулярной сетки с ша-гом 0,25° за период 1982–2017 гг., полученные методом оптимальной интер-поляции спутниковых и контактных измерений с учетом концентрации мор-ского льда [33]. Выбор этих массивов обусловлен тремя основными причи-нами: во-первых, высокое пространственное разрешение позволяет проанали-зировать фронтальную структуру в прибрежных районах и узостях проливов; во-вторых, одинаковый шаг сетки дает возможность корректно сопоставить положение стрежней геострофических течений и температурных фронтов; в-третьих, временной период данных в 25 и более лет является достаточным для получения статистически достоверных климатических норм *.

Р и с. 1. Район исследования и рельеф дна: 1 – Фолклендские о-ва; 2 – о-ва Шаг и Блэк; 3 – о. Южная Георгия; 4 – Южные Сандвичевы о-ва; 5 – Южные Оркнейские о-ва; 6 – Южные Шетландские о-ва; 7 – о. Кинг-Джордж (Ватерлоо); 8 – о-ва Мордвинова (Элефант) и Шишко-ва (Кларенс); 9 – о. Джеймса Росса; 10 – о. Жуэнвиль; 11 – банка Бердвуд; 12 – банка Морис Юинг; 13 – банка Шеклтон; 14 – банка Пири; 15 – банка Брюс; 16 – поднятие Северо-Западная Георгия; 17 – поднятие Северо-Восточная Георгия; 18 – поднятие Ислас-Оркадас; 19 – плато Дискавери; 20 – разлом Хиро; 21 – разлом Куэст; 22 – разлом Эндьюранс; 23 – разлом Туэльче; 24 – желоб Мальвинас; 25 – Южно-Шетландский желоб; 26 – Южно-Оркнейский желоб; 27 – впадина Оркней; 28 – Южно-Сандвичев желоб; 29 – каньон Аврора; 30 – пролив Брансфилд; 31 – проход Шаг Рок; 32 – проход Георгия; 33 – проход Шеклтона; 34 – проход Брюс; 35 – котловина Яган; 36 – котловина Феникс; 37 – котловина Георгия; 38 – котловина Поуэлл; 39 – котловина Она; 40 – котловина Протектор; 41 – котловина Скан; 42 – хребет Северный Скоша; 43 – хребет Западный Скоша; 44 – хребет Шеклтона; 45 – хребет Южный Скоша; 46 – хребет Эндьюранс; 47 – хребет Брюс
F i g. 1. Study area and bottom topography: 1 – Falkland Islands; 2 – Shag and Black Rocks; 3 – South Georgia Island; 4 – South Sandwich Islands; 5 – South Orkney Islands; 6 – South Shetland Islands; 7 – King George (Waterloo) Island; 8 – Mordvinov (Elephant) and Shishkov (Clarence) Islands; 9 – James Ross Island; 10 – Joinville Island; 11 – Burdwood Bank; 12 – Maurice Ewing Bank; 13 – Shackleton Bank; 14 – Pirie Bank; 15 – Bruce Bank; 16 – Northwest Georgia Rise; 17 – Northeast Georgia Rise; 18 – Islas-Orkadas Rise; 19 – Discovery Plateau; 20 – Hero Fracture Zone; 21 – Quest Fault; 22 – Endurance Fault; 23 – Tuelche Fault; 24 – Falkland (Malvinas) Trough; 25 – South Shetland Trench; 26 – South Orkney Trough; 27 – Orkney Trench; 28 – South Sandwich Trench; 29 – Aurora Canyon; 30 – Bransfield Strait; 31 – Shag Rocks Passage; 32 – Georgia Passage; 33 – Shackleton Passage; 34 – Bruce Passage; 35 – Yagan Basin; 36 – Phoenix Basin; 37 – Georgia Basin; 38 – Powell Basin; 39 – Ona Basin, 40 – Protector Basin, 41 – Scan Basin; 42 – North Scotia Ridge; 43 – West Scotia Ridge; 44 – Shackleton Ridge; 45 – South Scotia Ridge; 46 – Endurance Ridge; 47 – Bruce Ridge * Монин А. С. Гидродинамика атмосферы, океана и земных недр. СПб. : Гидрометеоиздат, 1999. 523 с.
 

Среднесуточные значения составляющих геострофической скорости температуры приводились к климатическому виду путем осреднения временных рядов этих параметров в каждом узле сетки сначала для каждого месяца каждого года, а затем за весь временной период для каждого массива (25 и 36 лет), в результате чего синоптическая и межгодовая изменчивость этих характеристик сглаживалась. Сутки и месяцы, для которых данные отсутствовали вследствие наличия сплошного ледового покрова (в основном в море Уэдделла), при осреднении не учитывались. В целом в работе анализировались области, где сплоченность сезонного льда не превышала 80%, т. е. площадь свободной ото льда воды в пределах трапеции 0,25° × 0,25° была больше 20%. Далее в каждом узле сетки по климатическим значениям Ug и Vg рассчитывались величина модуля скорости Vg  и направление вектора течений, по значениям ТПО – величины ее меридиональных (МГТ), зональных (ЗГТ) и полных горизонтальных градиентов (ПГТ).
Пространственное положение динамических и температурных фронтальных зон анализировалось по распределениям величин модуля скорости, векторов геострофических течений и полного горизонтального градиента ТПО соответственно. При выделении температурных фронтов использован критерий максимума (по абсолютной величине) горизонтального градиента температуры, при выделении стрежня течения (динамического фронта) – критерий максимума градиента динамической высоты (или максимума геострофической скорости). Широтное или долготное положение максимумов градиентов ТПО и геострофической скорости определялось на меридиональных и зональных выборках МГТ, ЗГТ, Ug и Vg с дискретностью 2,5°. Положения максимумов скорости на широтных и меридиональных профилях совместно с анализом пространственного распределения модуля и вектора скорости использовались при построении генеральной схемы течений. При наименовании ветвей течений и температурных фронтов применялась номенклатура, используемая ранее [4, 18, 19, 30]; название новых ветвей течений, не описанных в литературе, предложено авторами данной работы (таблица). Для оценки согласованности положения температурных фронтов и стрежней течений анализировалась линейная корреляция между пространственными распределениями климатических среднегодовых и среднемесячных значений Vg  и ПГТ, Ug и МГТ вдоль меридианов. Статистическая значимость коэффициентов линейной корреляции оценивалась на уровне 0,01, т. е. с доверительной вероятностью 99%.

Результаты исследования
Пространственное распределение среднегодовых векторов геострофических течений, величин их модуля Vg  (рис. 2, a) и среднегодовых величин ПГТ (рис. 2, b) показывает наличие областей повышенных значений этих параметров. Выявленные области характеризуются достаточно сложной структурой и соответствуют динамическим и температурным фронтальным зонам, внутри которых прослеживаются отдельные струи течений с максимальной скоростью (динамические фронты) и отдельные максимумы значений ПГТ (температурные фронты), количество и положение которых существенно изменяется по пространству (рис. 2).

Р и с. 2. Распределение среднегодовых климатических величин: а – модуля скорости Vg

и векторов геострофических течений; b – полного градиента температуры (ПГТ) на поверхно-
сти океана. Меридианы, для которых представлены среднегодовые распределения МГТ и зо-
нальной составляющей скорости Ug, показаны вертикальными линиями
F i g. 2. Spatial distribution of the annual average climatic values: a – velocity module Vg and vectors
of geostrophic currents; b – total temperature gradient (TTG) on the sea surface. Vertical lines
show the meridians for which the annual average distributions of TMG and zonal velocity Ug are
presented

 

На рис. 3 представлены примеры широтных распределений Ug и МГТ вдоль отдельных меридианов, положение которых показано на рис. 2, b. По-мимо хорошо известных основных динамических фронтов системы АЦТ на этих распределениях прослеживаются менее интенсивные максимумы скоро-сти, которые связаны либо с ветвями и меандрами основных потоков, либо с перифериями других динамических образований (круговорот моря Уэдделла, циклонический меандр в проливе Брансфилд). В целом отмечается каче-ственное совпадение положения динамических и температурных фронталь-ных зон (рис. 2), максимумам скорости соответствуют экстремумы градиен-тов ТПО (рис. 3).

Р и с. 3. Распределение климатических среднегодовых значений МГТ (пунктир) и Ug (сплош-ная) вдоль 64,875° з. д. (а), 57,375° з. д. (b), 49,875° з. д. (c), 42,375° з. д. (d), 37,375° з. д. (e), 29,875° з. д. (f). Отрицательные МГТ показаны синим цветом, положительные – красным
F i g. 3. Distribution of the climatic annual average TMG (dashed curves) and Ug (solid curves) val-ues along 64.875°W (a), 57.375°W (b), 49.875°W (c), 42.375°W (d), 37.375°W (e), 29.875°W (f). Negative TMG values are shown in blue, positive ones – in red
 

Совместный анализ пространственных распределений векторов геостро-фических течений и величин модуля скорости (рис. 2, a), распределений среднегодовых величин Ug и Vg вдоль меридианов и параллелей позволил построить уточненную схему климатического положения стрежней геостро-фических потоков (рис. 4), при интерпретации которой учитывалось влияние неоднородностей рельефа дна (рис. 1).

Р и с. 4. Схема среднемноголетнего положения стрежней основных геострофических течений на фоне донной топографии
F i g. 4. Scheme of the average long-term position of the main geostrophic current jets against the background of bottom topography

Ниже рассматривается среднегодовая климатическая структура динами-ческих и температурных фронтов в порядке их расположения с севера на юг. При упоминании того или иного географического объекта (острова, банки, хребты, проливы и т. д.) в скобках приводится его цифровое обозначение, показанное на рис. 1. Северная ветвь АЦТ (Субантарктический фронт). В проливе Дрейка стрежень СВ АЦТ проходит вдоль свала глубин шельфа о. Огненная Земля (рис. 4). Соответствующий СВ АЦТ в поле температуры Субантарктический фронт располагается примерно на 0,25° южнее (рис. 3, a). Восточнее часть вод СВ АЦТ проникает на север между о. Эстадос и банкой Бердвуд (11) и огибает Фолклендские о-ва (1) в виде Западного Фолклендского течения, состоящего из двух основных струй (ЗФТ и ЗФТ-1), и более интенсивного Восточного Фолклендского течения (ВФТ) (рис. 4). Другая часть потока СВ АЦТ следует на восток над котловиной Яган (35) южнее банки Бердвуд. В районе 54–55° з. д. еще одна часть вод СВ АЦТ проникает на север через глубоководный проход между банкой и хребтом Северный Скоша (42) и сно-ва разделяется на две струи. Одна струя разворачивается на запад и проходит вдоль северной границы банки Бердвуд, образуя рециркуляционную ветвь СВ АЦТ (РСВ АЦТ), которая в районе 60° з. д. сливается с ВФТ. Другая струя (СВ АЦТ-1) формирует циклонический меандр над желобом Мальвинас (24) и далее следует на север по антициклонической траектории над свалом глу-бин Патагонского шельфа примерно вдоль изобаты 1500 м. Между 48° и 49° ю. ш. СВ АЦТ-1 формирует еще одну рециркуляционную ветвь (РСВ АЦТ-1), которая также сливается с ВФТ (рис. 4). Основная струя СВ АЦТ продолжает следовать на восток вдоль южной границы хребта Северный Скоша примерно до 49–50° з. д., затем также разворачивается на север, про-ходя над западной частью глубоководного прохода Шаг Рок (31), и образует над желобом Мальвинас еще одну рециркуляционную ветвь РСВ АЦТ. Эта ветвь следует примерно вдоль изобаты 2000 м и севернее 50° ю. ш. сливается с другими струями СВ АЦТ (рис. 4). Рециркуляционные ветви РСВ АЦТ и РСВ АЦТ-1, квазизональные участки ВФТ, основная струя СВ АЦТ вдоль южной границы банки Бердвуд и хребта Северный Скоша хорошо прослежи-ваются на меридиональных профилях скорости в виде ее экстремумов разно-го знака (рис. 3, b, c). В поле ТПО Субантарктический фронт характеризуется экстремумами МГТ также различного знака. К северу от Фолклендских о-вов САФ характеризуется положительными градиентами, поскольку ближе к ост-ровам среднегодовая температура на поверхности выше, чем температура вод, приносимых с юга ВФТ. К югу от Фолклендских о-вов и восточнее, у южной границы хребта Северный Скоша, САФ характеризуется отрица-тельными МГТ и наблюдается южнее СВ АЦТ примерно на 0,5° (рис. 3, b, c). После слияния ЗФТ, ВФТ и РСВ АЦТ-1 общий поток СВ АЦТ следует на север и примерно на 40° ю. ш. (за пределами рассматриваемого района) раз-ворачивается на юго-восток, формируя циклонический меандр над свалом глубин Патагонского шельфа [2, 4, 5]. В пределах анализируемой акватории СВ АЦТ вновь прослеживается восточнее 53° з. д. в виде потока юго-восточного направления, состоящего из двух основных струй. У западной границы Аргентинской котловины, примерно между 55° и 51° з. д., часть по-тока СВ АЦТ образует замкнутый антициклонический круговорот (рис. 4). Восточнее 52° з. д. СВ АЦТ следует вдоль северной границы Фолклендского плато, при этом на участке между 51° и 37° з. д. поток заметно усиливается за счет подпитки водами ЦВ АЦТ. Этот общий поток, согласно [4], обозначает-ся аббревиатурой СВ + ЦВ АЦТ, а соответствующий ему фронт в поле тем-пературы – САФ + АПФ. Поток СВ + ЦВ АЦТ на всем своем протяжении занимает устойчивое широтное положение между 48° и 49° ю. ш., а положе-ние температурного фронта САФ + АПФ смещено к югу примерно на 0,5° (рис. 3, c – e). К востоку от 37° з. д. Северная и Центральная ветви АЦТ раз-деляются, при этом СВ АЦТ продолжает следовать вдоль южной границы Аргентинской котловины, постепенно смещаясь к северу примерно до 47° ю. ш. (рис. 3, f). В поле ТПО САФ располагается примерно на 0,25° южнее (рис. 3, f). Отметим, что к северу от СВ + ЦВ АЦТ и СВ АЦТ между 57° и 32° з. д. прослеживается относительно слабый поток, условно названный СВ АЦТ-2, который проходит севернее самой глубоководной части Аргентинской котло-вины (рис. 4). В поле ТПО СВ АЦТ-2 проявляется очень слабо в виде некото-рого повышения значений МГТ (рис. 3, c – e). Центральная ветвь АЦТ (Антарктический полярный фронт). В про-ливе Дрейка ЦВ АЦТ следует в северо-восточном направлении, достигая примерно 58° ю. ш. над разломом Шеклтона (рис. 4). В поле ТПО Антаркти-ческий полярный фронт, соответствующий ЦВ АЦТ, располагается здесь по-чти на 1° южнее, чем динамический фронт (рис. 3, a). Восточнее ЦВ АЦТ разворачивается на юго-восток, следуя вдоль разлома Шеклтона примерно до 63° з. д., и далее проходит вдоль хребта Западный Скоша (43), пересекает разлом Куэст (21) и проходит вдоль разлома Эндьюранс (22) примерно до 50° з. д. (рис. 4). На этом участке АПФ смещен примерно на 0,5° широты к югу относительно стрежня ЦВ АЦТ (рис. 3, b, c). Восточнее 50° з. д. ЦВ АЦТ разворачивается на север и через восточную часть глубоководного про-хода Шаг Рок и желоб Мальвинас проникает на Фолклендское плато. Замет-ные перепады глубин в районе плато приводят к формированию нескольких ветвей ЦВ АЦТ, по крайней мере три из которых сливаются с СВ АЦТ. Одна ветвь (рециркуляционная ветвь РЦВ АЦТ) проходит на запад у южной гра-ницы поднятия дна с глубинами менее 2300 м, огибает поднятие с запада и сливается с СВ АЦТ примерно на 51° з. д. Другая ветвь (ЦВ АЦТ-1) прохо-дит над более глубоководной частью Фолклендского плато к западу от банки Морис Юинг (12) и в районе 45° з. д. сливается с СВ АЦТ. Третья ветвь (ЦВ АЦТ-2) проходит вдоль южной границы банки Морис Юинг над глубинами 1000–1500 м и в районе 40° в. д. подходит к СВ + ЦВ АЦТ, затем разворачи-вается на юго-восток (рис. 3, с; 4), следуя вдоль западной границы котловины Георгия (37). Таким образом, слияние вод Центральной ветви АЦТ с потоком Северной ветви происходит не только к востоку от банки Морис Юинг, как отмечалось ранее [2], но и к западу от нее. Основная часть потока ЦВ АЦТ проходит южнее банки Морис Юинг над глубинами 2500–3000 м, огибает ее с юго-востока и восточнее 38° з. д. над котловиной Георгия сливается с ЦВ АЦТ-2 (рис. 4). В этом районе АПФ совпадает по положению с ЦВ АЦТ (рис. 3, d). Далее струя ЦВ АЦТ постепенно смещается на север и восточнее 28° з. д. под влиянием поднятия Исла-Оркадас (18) снова разделяется на две ветви – ЦВ АЦТ-3 и ЦВ АЦТ (рис. 4). Здесь АПФ прослеживается примерно на 0,25–0,5° широты южнее стрежня ЦВ АЦТ (рис. 3, e, f). Южная ветвь АЦТ (Фронт Южной ветви АЦТ). В западной части пролива Дрейка прослеживаются две струи ЮВ АЦТ (рис. 4). Северная струя (ЮВ АЦТ-1) ориентирована в северо-восточном направлении, с севера она огибает котловину Феникс (36) и в районе 63–64° з. д. сливается с ЦВ АЦТ. Южная струя (ЮВ АЦТ) пересекает разлом Хиро (20) и следует вдоль север-ной границы Южно-Шетландского желоба (25) (рис. 1, 4). В поле ТПО стрежню ЮВ АЦТ соответствует Фронт Южной ветви АЦТ (ФЮВ АЦТ) (рис. 3, a). Далее ЮВ АЦТ следует через проход Шеклтона (33) и примерно между 57° и 58° з. д. разворачивается на северо-запад вдоль хребта Шеклтона (44), формируя рециркуляционную ветвь РЮВ АЦТ. Около 60° з. д. эта ветвь снова разворачивается на восток и следует над котловиной Она (39) (рис. 4). Меандрирование и рециркуляция ЮВ АЦТ проявляются на меридиональном профиле скорости в виде экстремумов разного знака (рис. 3, b). Здесь ФЮВ АЦТ в поле ТПО совпадает по положению со стрежнем ЮВ АЦТ (рис. 3, b). Далее ЮВ АЦТ проходит севернее поднятия дна в районе банки Шеклтон (13) и над северной частью котловины Протектор (40) (рис. 4). Здесь темпе-ратурный ФЮВ АЦТ также хорошо совпадает по положению со стрежнем ЮВ АЦТ (рис. 3, c). В центральной части моря Скоша ЮВ АЦТ взаимодействует с многочис-ленными неоднородностями рельефа дна, вследствие чего характеризуется крайне сложной пространственной структурой (рис. 4). Восточнее примерно 48° з. д. поток ЮВ АЦТ, следуя над глубинами более 3500 м, разделяется на две ветви – ЮВ АЦТ-1 и ЮВ АЦТ. Одна ветвь (ЮВ АЦТ-1) поворачивает на северо-восток, затем проходит южнее разлома Туэльче (23) и следует над глубинами 3500–4000 м к югу от о. Южная Георгия (3). При этом около 42° з. д. часть вод ЮВ АЦТ-1 разворачивается на запад, следуя между разло-мом Туэльче и хребтом Северный Скоша, и формирует рециркуляционную ветвь (РЮВ АЦТ-1), которая в районе 47–48° з. д. сливается с ЦВ АЦТ. Дру-гая часть вод ЮВ АЦТ-1 проходит южнее о. Южная Георгия и, огибая его с востока, формирует к северу от него еще две рециркуляционные ветви. Од-на из них (Южная РЮВ АЦТ-1) следует на запад непосредственно вдоль бе-рега о. Южная Георгия, а другая (Северная РЮВ АЦТ-1) огибает поднятие Северо-Западная Георгия (16). В районе 39–40° з. д. эти рециркуляционные ветви подходят близко друг к другу. Затем Южная РЮВ АЦТ-1 продолжает следовать на запад вдоль северной границы хребта Северный Скоша, проходя к северу от о-вов Шаг и Блэк (2), и в районе 43–44° з. д. сливается с ЦВ АЦТ. Другая ветвь (Северная РЮВ АЦТ-1) разворачивается на северо-восток и да-лее, как ЮВ АЦТ-1, между 38° и 37° з. д. близко подходит к ЦВ АЦТ. Далее ЮВ АЦТ-1 разворачивается на юго-восток и следует вдоль южной перифе-рии котловины Георгия, затем под влиянием поднятия Северо-Восточная Ге-оргия (17) снова разделяется на два потока. Часть вод огибает хребет с севе-ро-запада и сливается с ЦВ АЦТ, а основной поток ЮВ АЦТ-1 огибает хре-бет с юга и продолжает следовать вдоль северной и восточной границ подня-тия дна с глубинами менее 3000 м (рис. 4). В целом выявленное нами по дан-ным реанализа CMEMS существование антициклонического разворота ЮВ АЦТ вокруг о. Южная Георгия подтверждает результаты других авторов, од-нако система течений в районе указанного острова, согласно нашему иссле-дованию, характеризуется более сложной структурой, чем, например, в рабо-тах [3, 27, 29]. После разделения общего потока ЮВ АЦТ восточнее 48° з. д. на две вет-ви более южная ветвь ЮВ АЦТ продолжает следовать на восток. Между 44° и 41° з. д. эта ветвь также разделяется на две ветви – ЮВ АЦТ и ЮВ АЦТ-2, проходящие над изобатами 4000 и 3500 м соответственно. Восточнее ЮВ АЦТ огибает поднятие дна с глубинами менее 3000 м и заметно смещается на юг. Между 33° и 31° з. д. ЮВ АЦТ образует S-образный меандр, следуя через проход Георгия (32), далее проходит к северу от Южно-Сандвичева желоба (28) примерно вдоль изобаты 3500 м и восточнее 28° з. д. сливается с ЮВ АЦТ-1 (рис. 4). Отметим, что в центральной и восточной частях моря Скоша фронталь-ная структура поля ТПО заметно проще, чем структура потоков ЮВ АЦТ. Она характеризуется двумя экстремумами МГТ, соответствующими двум ос-новным ветвям фронта (ФЮВ АЦТ-1 и ФЮВ АЦТ), при этом рециркуляци-онные ветви ЮВ АЦТ как температурные фронты не проявляются (рис. 3, d – f). В центральной части акватории две ветви ФЮВ АЦТ практически сов-падают по положению со стрежнями ЮВ АЦТ-1 и ЮВ АЦТ-2 (рис. 3, d). Во-сточнее, на долготе о. Южная Георгия, ФЮВ АЦТ-1 располагается почти на 1° севернее стрежня ЮВ АЦТ-1, а ФЮВ АЦТ смещен почти на 0,5° к югу относительно стрежня ЮВ АЦТ (рис. 3, e). К востоку от хребта Северо-Восточная Георгия положение ФЮВ АЦТ-1 совпадает с положением стрежня ЮВ АЦТ-1, а ФЮВ АЦТ располагается почти на 0,5° южнее ЮВ АЦТ (рис. 3, f). Динамические и температурные фронты южной части пролива Дрейка и моря Скоша. В южной части пролива Дрейка и моря Скоша к югу от ЮВ АЦТ наблюдаются относительно слабые потоки (рис. 2, a). Согласно существующим представлениям, здесь располагаются два основных фронта: Граница континентальных вод и ее продолжение (Фронт моря Скоша), а так-же Граница круговорота моря Уэдделла [2, 3, 30]. Граница континентальных вод и Фронт моря Скоша. Анализ векто-ров геострофических течений и донной топографии (рис. 1; 2, a) показал, что поток, соответствующий ГКВ, проходит над свалом глубин Антарктического шельфа и шельфа Южно-Шетландских о-вов (рис. 4). В проливе Дрейка в среднемноголетнем поле температуры на поверхности ГКВ как фронт не проявляется (рис. 3, a). Восточнее о. Кинг-Джордж (7) поток ГКВ практиче-ски сливается с ЮВ АЦТ (рис. 3, b). К востоку от о. Мордвинова (8) ГКВ, со-гласно [2], носит название Фронт моря Скоша и в западной части моря про-ходит вдоль северной границы хребта Южный Скоша (45) (рис. 4). В этом районе температурный ФМС прослеживается почти на 0,5° севернее динами-ческого фронта (рис. 3, с). Восточнее 48° з. д. на подходе к Южно-Оркнейскому желобу (26) ФМС разделяется на две ветви, при этом основная ветвь проходит над свалом глубин к югу от банки Пири (14) и затем огибает ее с востока. Другая ветвь (ФМС-1) следует вдоль северной границы шельфа Южных Оркнейских о-вов (5) и между 42° и 43° з. д. практически сливается с Границей круговорота моря Уэдделла (ГКМУ) (рис. 4). Температурный ФМС здесь совпадает по положению со стрежнем общего потока ФМС-1 + ГКМУ (рис. 3, d). К востоку от 42° з. д., подходя к банке Брюс (15), поток ФМС-1 + ГКМУ разделяется, при этом ФМС-1 разворачивается на север, огибает банку с запада и затем снова сливается с ГКМУ (рис. 4).
Основная ветвь ФМС после огибания банки Пири поворачивает на во-сток, следуя над глубинами 3000–3500 м, и в районе 40° з. д. к югу от подня-тия дна с глубинами менее 2500 м близко подходит к ЮВ АЦТ. Восточнее 39° з. д. ЮВ АЦТ и ФМС снова расходятся, при этом ФМС несколько смеща-ется к югу и проходит к северу от плато Дискавери (19) с глубинами менее 2000 м (рис. 4). В поле ТПО ФМС здесь не проявляется (рис. 3, e). Восточнее 34° з. д. поток ФМС повторно разделяется на две ветви. Южная более слабая ветвь (ФМС-2) продолжает следовать на восток – юго-восток вдоль северной границы поднятия дна с глубинами менее 2000 м и далее проходит южнее дуги Южных Сандвичевых о-вов (4). Основной поток ФМС следует на севе-ро-восток над глубинами более 3500 м и восточнее 30° в. д. в свою очередь разделяется на три ветви. Одна ветвь (собственно ФМС) образует S-образный меандр и огибает островную дугу с севера, проходя над Южно-Сандвичевым желобом (28). Две другие ветви (ФМС-3 и ФМС-4) следуют в квазизональном направлении на восток через относительно глубоководные проходы в межо-стровной зоне (рис. 4). Здесь температурный фронт прослеживается несколь-ко южнее стрежня ФМС-3 (рис. 3, f). Таким образом, Граница континентальных вод и ее продолжение – Фронт моря Скоша хорошо прослеживаются в среднемноголетнем поле геострофи-ческой скорости как отдельный динамический фронт, который на большей части акватории не совпадает с ЮВ АЦТ. Этот результат уточняет более ран-ние представления о том, что ГКВ и ФМС являются Южной границей АЦТ, определяемой только по термохалинным признакам, но не идентифицируе-мой как динамический фронт [3]. Граница круговорота моря Уэдделла. Граница круговорота моря Уэд-делла (ГКМУ), располагающаяся к югу от ФМС, представляет собой слож-ную систему относительно слабых потоков, в которой можно выделить не-сколько ветвей, формирующих топографические меандры и круговороты раз-личного знака (рис. 2, a). Следуя вдоль восточного шельфа Антарктического п-ова, поток ГКМУ южнее о. Джеймса Росса (9) разделяется на две ветви (рис. 4). Одна часть вод ГКМУ через Антарктический пролив проникает в пролив Брансфилд (30) и формирует южную периферию циклонического меандра (ЮПМПрБ), суще-ствование которого отмечалось ранее [8] (рис. 4). Отметим, что выявленный по данным реанализа CMEMS на климатическом временном масштабе заток вод моря Уэдделла в пролив Брансфилд наблюдался и по данным отдельных гидрологических съемок [8, 34–36]. Оценки расходов течений в проливе Дрейка на основе боксовой модели [27] также показали существование пере-носа на запад через пролив Брансфилд и вдоль Антарктического континен-тального склона. Северная периферия циклонического меандра (СПМПрБ) образуется в результате слияния потока вод из моря Уэдделла, разворачива-ющегося на восток, и потока Прибрежного течения, проникающего в пролив с запада в районе 64° ю. ш. (рис. 4). В поле ТПО Прибрежному течению соот-ветствует хорошо выраженный Прибрежный фронт (рис. 3, a). В восточной части пролива Брансфилд поток СПМПрБ смещается на север к 62° ю. ш. (рис. 3, b) и примерно на долготе о. Жуэнвиль (10) разделяется на две струи.
Одна следует вдоль восточного желоба пролива Брансфилд, проникает между о-вами Мордвинова и Шишкова (8) и сливается с ФМС. Другая струя вовле-кается в систему циклонической циркуляции круговорота моря Уэдделла и следует на восток как ГКМУ, проходя над северным шельфом архипелага Жуэнвиль и далее над северной частью котловины Поуэлл (38) (рис. 3, c; 4). Восточнее ГКМУ огибает мелководную часть Южно-Оркнейского шельфа с глубинами менее 500 м и между 42° и 43° в. д. сливается с ФМС-1, образуя общий поток ФМС-1 + ГКМУ (рис. 4). Восточнее 41° в. д. ФМС-1 и ГКМУ расходятся, ГКМУ проходит вдоль южной границы впадины Оркней (27), следует по S-образной траектории над банкой Брюс и к северу от банки не-сколько усиливается вследствие повторного слияния с потоком ФМС-1. За-тем ГКМУ огибает банку с востока, при этом часть потока разворачивается по антициклонической траектории, образуя топографический вихрь над кот-ловиной Скан (41) (рис. 3, e). Другая часть потока через проход Брюс прони-кает на юг и восточнее 38° з. д. сливается с еще одной ветвью ГКМУ, полу-чившей название ГКМУ-1. Эта ветвь отделяется от общего потока ГКМУ южнее о. Джеймса Росса и следует на северо-восток к северу от каньона Ав-рора (29) (рис. 4). Часть потока ГКМУ-1 огибает восточную оконечность Ан-тарктического шельфа, проникает в котловину Поуэлл и следует по S-образ-ной траектории на север, сливаясь с ГКМУ (рис. 3, c; 4). Другая часть вод ГКМУ-1 следует на восток вдоль южной границы котловины Поуэлл. Между 49° и 48° з. д. отмечается еще одна квазимеридиональная струя – ГКМУ-2, которая на границе котловины Поуэлл разворачивается на восток и ближе к Южно-Оркнейскому шельфу сливается с ГКМУ-1 (рис. 2, a; 4). Да-лее ГКМУ-1 следует вдоль южной границы шельфа, затем постепенно сме-щается на север, проходит вдоль северной границы хребта Эндьюранс (46) и сливается с ГКМУ (рис. 3, d; 4). Общий поток ГКМУ следует на восток южнее хребта Брюс и поднятия дна дуги Южно-Сандвичевых о-вов (рис. 3, f; 4). Отметим, что пространственная структура динамических фронтов в зоне ГКМУ заметно сложнее, чем структура температурных фронтов на поверхно-сти моря Уэдделла [30]. Соответствующий стрежню ГКМУ Фронт моря Уэд-делла в среднемноголетнем поле ТПО наиболее четко проявляется в восточ-ной части пролива Брансфилд (рис. 3, b) и у южной границы хребта Брюс (рис. 3, e). Связь пространственного положения динамических и температур-ных фронтов. Анализ среднегодовой структуры полей геострофической ско-рости и температуры поверхности показал, что в большинстве случаев в ши-ротном диапазоне, близком к положению максимума скорости того или иного течения, прослеживается экстремум градиента ТПО, соответствующий тем-пературному фронту. Особенно четко в поле ТПО проявляются ветви АЦТ в виде наиболее интенсивных Субантарктического, Антарктического поляр-ного фронтов и Фронта ЮВ АЦТ. Это не совсем согласуется с результатами работы [28], в которой утверждается, что градиенты ТПО неприменимы для выявления фронтов в Южном океане и исследования временной изменчиво-
сти их положения, так как величины градиентов слишком малы в холодных
южных водах.

Р и с. 5. Коэффициенты линейной корреляции между среднемноголетними распределениями значений модуля геострофической скорости и полного градиента температуры R( Vg , ПГТ), зональной составляющей скорости и меридионального градиента температуры (по абсолютной величине) |R(Ug, МГТ)| на отдельных меридианах с дискретностью 2,5° долготы (a); графики линейной связи между среднемноголетними величинами Vg
 и ПГТ, Ug и МГТ для меридианов 64,875° з. д. (b), 57,375° з. д. (c), 42,375° з. д. (d), 29,875° з. д. (e). Штриховые линии – границы 99%-ных доверительных интервалов
F i g. 5. Values of the linear correlation coefficients R between the average long-term distributions of the values of the geostrophic velocity module and the total temperature gradient R( Vg  , TTG), the zonal velocity and the temperature meridional gradient (in absolute value) |R(Ug, TMG)| on individual meridians with discreteness 2.5°along the longitude (a); graphs of the linear correlation between the long-term average values of Vg  and TTG, Ug and TMG for the meridians 64.875°W (b), 57.375°W (c), 42.375°W (d), 29.875°W (e). Dashed lines denote the boundaries of the 99% confidence intervals
 

 

Между распределениями климатических среднегодовых значений Vg  и ПГТ, Ug и МГТ вдоль меридианов выявлена значимая линейная связь на 99%-ном доверительном уровне, при этом величины коэффициентов корреляции R между всеми параметрами изменяются по пространству (рис. 5). В западной части пролива Дрейка они составляют 0,8 (по абсолютной вели- чине) (рис. 5, a). Восточнее, на меридианах, пересекающих пролив Дрейка и мелководную часть Патагонского шельфа, величины R уменьшаются и не превышают 0,7 (рис. 5, a, b). Понижение уровня связи обусловлено тем, что над шельфом наблюдаются интенсивные температурные фронты, а течения ослаблены (рис. 3, a). В диапазоне 60–55° з. д. значения коэффициентов корреляции R между Vg  и ПГТ составляют 0,65–0,7, между Ug и МГТ 0,4–0,5 (рис. 5, a, c). Понижение уровня связи между Ug и МГТ обусловлено тем, что  над свалом глубин Патагонского шельфа наблюдается усиление меридиональной составляющей скорости и зональных градиентов, а интенсивные зональные рециркуляционные ветви СВ АЦТ слабо проявляются в поле ТПО (рис. 3, b). Восточнее 55° з. д., где течения более четко проявляются в поле зональ- ной скорости, а температурные фронты преимущественно квазизональны (рис. 3, с – е), величины коэффициентов корреляции R между всеми параметрами повышаются и достигают наибольших значений (выше 0,8) к востоку от 42° з. д. (рис. 5, a, d). Абсолютный максимум величин R (0,91–0,97) отмечается в районе 30° з. д. (рис. 5, a, e), где наблюдается наилучшее совпадение среднемноголетнего положения основных динамических и температурных фронтов (рис. 3, f; 4).
Основные особенности фронтальной структуры в полях геострофических скоростей и температуры сохраняются от месяца к месяцу. На рис. 6, a, b показаны примеры среднемесячных распределений величин Ug и МГТ вдоль
меридианов, пересекающих западную и восточную части акватории. Видно, что все основные динамические и температурные фронты четко прослеживаются в течение всех месяцев. Исключение составляют самые южные фронты – Прибрежное течение и Прибрежный фронт, ветви Фронта моря Скоша в восточной части акватории, Граница круговорота моря Уэдделла и Фронт моря Уэдделла, которые в зимние месяцы Южного полушария в период интенсивного ледообразования и смещения границы льдов на север не прослеживаются (рис. 6, a, b). В районах наиболее выраженных неоднородностерельефа дна (северная граница Фолклендского плато и шельфа Огненной Земли, границы шельфа Фолклендских о-вов и банки Бердвуд, разлом Шекл- тона, свал глубин шельфа Южно-Шетландских о-вов) широтное положение фронтов в течение года практически не изменяется. Таким образом, пространственная структура фронтов на поверхности (их количество и положе- ние) на среднегодовом и среднемесячных масштабах бусловливается преимущественно донной топографией, что согласуется с результатами модельных расчетов [28].

 

Р и с. 6. Распределение климатических среднемесячных значений МГТ (пунктир) и Ug (сплошные) вдоль 64,875° з. д. (а), 29,875° з. д. (b); внутригодовой ход коэффициентов линейной корреляции между распределениями среднемесячных значений модуля геострофической скорости и полного градиента температуры R( Vg ПГТ) (c), зональной составляющей скорости и меридионального градиента температуры (по абсолютной величине) |R(Ug, МГТ)| (d) для  различных меридианов. Отрицательные МГТ показаны синим цветом, положительные – красным; сплошные линии – положение стрежней течений, штриховые – температурных фронтов
F i g. 6. Distribution of the climatic monthly average TMG (dashed curves) and Ug (solid curves) values along 64.875°W (a), 29.87°W (b); the intra-annual variation of the linear correlation coefficients
R between the distributions of the monthly average values of Vg nand TTG (c), Ug and TMG (in absolute value) (d) for different meridians. Negative TMG values are shown in blue, positive ones – in red; solid lines denote positions of the current jets, dashed lines – positions of the temperature fronts
 

Внутригодовой ход величин коэффициента линейной корреляции R между распределениями среднемесячных значений Vg и ПГТ (рис. 6, c), Ugи МГТ (рис. 6, d) показал, что в западной части акватории наблюдаются заметные изменения уровня линейной связи в течение года. Летом Южного полушария (январь – февраль) величины R минимальны и не превышают 0,2– 0,45, в период с конца осени до начала весны они повышаются и достигают 0,7–0,8. Это связано с тем, что на Патагонском шельфе выявлены существенные внутригодовые изменения количества, широтного положения и интенсивности экстремумов градиентов, соответствующих прибрежным температурным фронтам. Летом Южного полушария эти фронты заметно усиливаются, тогда как положение и интенсивность очень слабых динамических фронтов (меандры Западного Фолклендского течения) в течение года изменяются незначительно (рис. 6, a). В восточном направлении уровень линейной связи между распределениями среднемесячных значений Vg  и ПГТ, Ug и МГТ во все месяцы заметно повышается, и к востоку от 40° з. д. величины R в течение года остаются в пределах 0,85–0,97 (рис. 6, c, d).
Заключение
На основе среднесуточных данных составляющих геострофической скорости реанализа CMEMS представлена уточненная схема климатического положения стрежней геострофических потоков (динамических фронтов) на поверхности юго-западной части Атлантического сектора Антарктики. Показано, что среднемноголетняя структура динамических фронтов гораздо сложнее, чем представлялось ранее. Пространственное положение и количество динамических фронтов связано с особенностями рельефа дна, под влиянием которых происходит разделение фронтов на отдельные ветви, меандрирование и формирование рециркуляционных ветвей. Интенсивные топографические меандры и круговороты различного знака, формируемые динамически-
ми фронтами, устойчиво проявляются на климатическом масштабе.
Показано, что под влиянием донной топографии крупномасштабные ветви АЦТ могут сливаться, формируя общие потоки, а затем расходиться, снова образуя систему отдельных струй. Установлено, что слияние вод Центральной ветви АЦТ с потоком Северной ветви происходит не только к востоку от банки Морис Юинг, но и к западу от нее, где под влиянием рельефа дна формируются еще две ветви ЦВ АЦТ – рециркуляционная и ЦВ АЦТ-1. Выявлено, что основные особенности фронтальной структуры в поле геострофических скоростей (количество ветвей динамических фронтов и их положение) сохраняются от месяца к месяцу. В районах, где фронты находятся под влиянием наиболее выраженных неоднородностей рельефа дна (северная граница Фолклендского плато и шельфа Огненной Земли, границы шельфа Фолклендских о-вов и банки Бердвуд, хребет Шеклтона, свал глубин шельфа ЮжноШетландских о-вов), они не изменяют широтное положение в течение года. Показано, что в большинстве случаев динамические фронты проявляются в поле температуры на поверхности. В целом на акватории среднегодовое положение САФ и АПФ в поле ТПО смещено к югу относительно положения стрежней СВ АЦТ и ЦВ АЦТ примерно на 0,25–0,5° и на 0,25–1° широты соответственно. Установлена значимая линейная корреляция между среднегодовым положением динамических и температурных фронтов. Максимальный уровень связи (выше 0,8 по абсолютной величине) выявлен в западной части пролива Дрейка и к востоку от 42° з. д. Абсолютный максимум величин
R (0,91–0,97) отмечается в районе 30° з. д.
Показано, что в западной части акватории уровень связи между положением динамических и температурных фронтов заметно изменяется в течение года. Летом Южного полушария величины R минимальны и не превышают 0,2–0,45, в период с конца осени до начала весны они повышаются и достигают 0,7–0,8. В восточной части акватории величины R в течение года практически не изменяются и остаются в пределах 0,85–0,97.

1. Guretsky, V.V., 1987. Surface Thermal Fronts in the Atlantic Sector of the Southern Ocean. Meteorologiya i Gidrologiya, (8), pp. 81-89 (in Russian).

2. Peterson, R.G. and Stramma, L., 1991. Upper-Level Circulation in the South Atlantic Ocean. Progress in Oceanography, 26(1), pp. 1-73. doihttps://doi.org/10.1016/0079-6611(91)90006-8

3. Orsi, A.H., Whitworth III, Th. and Nowlin Jr., W.D., 1995. On the Meridional Extent and Fronts of the Antarctic Circumpolar Current. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 42(5), pp. 641-673. doihttps://doi.org/10.1016/0967-0637(95)00021-W

4. Artamonov, Yu.V., Bulgakov, N.P., Lomakin, P.D., Skripaleva, E.A., Artamonov, A.Yu. and Stanichny, S.V., 2005. Structure and Seasonal Variability of Large-Scale Fronts in the Southwestern Atlantic and Adjacent Basins of the Antarctica Based on Hydrological and Satellite Data. Oceanology, 45(5), pp. 617-630.

5. Sokolov, S. and Rintoul, S.R., 2009. The Circumpolar Structure and Distribution of the Antarctic Circumpolar Current Fronts: 1. Mean Circumpolar Paths. Journal of Geophysical Research: Oceans, 114(C11), C11018. doihttps://doi.org/10.1029/2008JC005108

6. Sokolov, S. and Rintoul, S.R., 2009. Circumpolar Structure and Distribution of the Antarctic Circumpolar Current Fronts: 2. Variability and Relationship to Sea Surface Height. Journal of Geophysical Research: Oceans, 114(C11), C11019. doihttps://doi.org/10.1029/2008JC005248

7. Chapman, C.C., Lea , M.-A., Meyer, A., Sallée, J.-B. and Hindell,  M., 2020. Defining Southern Ocean Fronts and Their Influence on Biological and Physical Processes in a Changing Climate. Nature Climate Change, 10, pp. 209-219. doihttps://doi.org/10.1038/s41558-020-0705-4

8. Maslennikov, V.V., 2003. Climatic Variability and Marine Ecosystem of the Antarctic. Moscow: VNIRO Publishing, 295 p. (in Russian).

9. Turner, J., 2004. The El Niño - Southern Oscillation and Antarctica. International Journal of Climatology, 24(1), pp. 1-31. doihttps://doi.org/10.1002/joc.965

10. Sallée, J.-B., Speer, K. and Morrow, R., 2008. Response of the Antarctic Circumpolar Current to Atmospheric Variability. Journal of Climate, 21(12), pp. 3020-3039. doihttps://doi.org/10.1175/2007JCLI1702.1

11. Meredith, M.P., Murphy, E.J., Hawker, E.J., King, J.C. and Wallace, M.I., 2008. On the Interannual Variability of Ocean Temperatures around South Georgia, Southern Ocean: Forcing by El Niño/Southern Oscillation and the Southern Annular Mode. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 55(18-19), pp. 2007-2022. doihttps://doi.org/10.1016/j.dsr2.2008.05.020

12. Sokolov, S. and Rintoul, S.R., 2007. On the Relationship between Fronts of the Antarctic Circumpolar Current and Surface Chlorophyll Concentrations in the Southern Ocean. Journal of Geophysical Research: Oceans, 112(C7), C07030. doihttps://doi.org/10.1029/2006JC004072

13. Venables, H., Meredith, M.P., Atkinson, A. and Ward, P., 2012. Fronts and Habitat Zones in the Scotia Sea. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 59-60, pp. 14- 24. doihttps://doi.org/10.1016/j.dsr2.2011.08.012

14. Palter, J.B., Marinov, I., Sarmiento, J.L. and Gruber, N., 2013. Large-Scale, Persistent Nutrient Fronts of the World Ocean: Impacts on Biogeochemistry. In: D. Barceló and A. G. Kostianoy, 2013. The Handbook of Environmental Chemistry. Berlin, Heidelberg: Springer, pp. 1-38. doihttps://doi.org/10.1007/698_2013_241

15. Lohmann, R. and Belkin, I.M., 2014. Organic Pollutants and Ocean Fronts across the Atlantic Ocean: A Review. Progress in Oceanography, 128, pp. 172-184. doihttps://doi.org/10.1016/j.pocean.2014.08.013

16. Nemirovskaya, I.A. and Kravchishina, M.D., 2016. Variability of Suspended Particulate Matter Concentrations and Organic Compounds in Frontal Zones of the Atlantic and Southern Oceans. Oceanology, 56(1), pp. 55-64. doihttps://doi.org/10.1134/S0001437016010124

17. Patterson, S.L. and Sievers, H.A., 1980. The Weddell-Scotia Confluence. Journal of Physical Oceanography, 10(10), pp. 1584-1610. doihttps://doi.org/10.1175/1520-0485(1980)010<1584:TWSC>2.0.CO;2

18. Artamonov, Yu.V. and Skripaleva, E.A., 2005. The Structure and Seasonal Variability of the Large-Scale Fronts in the Atlantic Ocean on the Basis of Satellite Data. Issledovaniye Zemli iz Kosmosa, (4), pp. 62-75 (in Russian).

19. Artamonov, Yu.V., Lomakin, P.D. and Skripaleva, E.A., 2008. Seasonal and Interannual Variability of the Characteristics of Scotia-Sea Front Based on the Satellite Measurements of Sea-Surface Temperature. Physical Oceanography, 18(1), pp. 52-62. doihttps://doi.org/10.1007/s11110-008- 9009-3

20. Artamonov, Yu.V. and Skripaleva, E.A., 2016. Oceanographic Research of Marine Hydrophysical Institute in the Southern Ocean. Physical Oceanography, (6), pp. 56-66. doihttps://doi.org/10.22449/1573-160X-2016-6-56-66

21. Freeman, N.M., Lovenduski, N.S. and Gent, P.R., 2016. Temporal Variability in the Antarctic Polar Front (2002-2014). Journal of Geophysical Research: Oceans, 121(10), pp. 7263-7276. doihttps://doi.org/10.1002/2016JC012145

22. Koshlyakov, M.N., Lisina, I.I., Morozov, E.G. and Tarakanov, R.Yu., 2007. Absolute Geostrophic Currents in the Drake Passage on the Basis of Observations in 2003 and 2005. Oceanology, 47(4), pp. 451-463. doihttps://doi.org/10.1134/S0001437007040029

23. Gladyshev, S.V., Koshlyakov, M.N. and Tarakanov, R.Yu., 2008. Currents in the Drake Passage Based on Observations in 2007. Oceanology, 48(6), pp. 759-770. doihttps://doi.org/10.1134/S0001437008060015

24. Koshlyakov, M.N., Gladyshev, S.V., Tarakanov, R.Yu. and Fedorov, D.A., 2011. Currents in the Western Drake Passage according to the Observations in January of 2010. Oceanology, 51(2), pp. 187-198. doihttps://doi.org/10.1134/S000143701102007X

25. Koshlyakov, M.N., Gladyshev, S.V., Tarakanov, R.Yu. and Fedorov, D.A., 2013. Currents in the Drake Passage by the Observations in October-November of 2011. Oceanology, 53(1), pp. 1-12. doihttps://doi.org/10.1134/S0001437013010062

26. Tarakanov, R.Yu. and Gritsenko, A.M., 2018. Jets of the Antarctic Circumpolar Current in the Drake Passage Based on Hydrographic Section Data. Oceanology, 58(4), pp. 503-516. doihttps://doi.org/10.1134/S0001437018040100

27. Naveira Garabato, A.C., Stevens, D.P. and Heywood, K.J., 2003. Water Mass Conversion, Fluxes, and Mixing in the Scotia Sea Diagnosed by an Inverse Model. Journal of Physical Oceanography, 33(12), pp. 2565-2587. doihttps://doi.org/10.1175/1520- 0485(2003)033<2565:WMCFAM>2.0.CO;2

28. Graham, R.M., de Boer, A.M., Heywood, K.J., Chapman, M.R. and Stevens, D.P., 2012. Southern Ocean Fronts: Controlled by Wind or Topography? Journal of Geophysical Research: Oceans, 117(C8), C08018. doihttps://doi.org/10.1029/2012JC007887

29. Thorpe, S.E., Heywood, K.J., Brandon, M.A. and Stevens, D.P., 2002. Variability of the Southern Antarctic Circumpolar Current Front North of South Georgia. Journal of Marine Systems, 37(1-3), pp. 87-105. doihttps://doi.org/10.1016/S0924-7963(02)00197-5

30. Artamonov, Yu.V., Skripaleva, E.A. and Nikolsky, N.V., 2020. Spatial Structure and Intra- Annual Variability of Weddell Sea Front Based on the Data of NOAA OISST Reanalysis. Ecological Safety of Coastal and Shelf Zones of Sea, (4), pp. 89-102. doihttps://doi.org/10.22449/2413-5577- 2020-4-89-102 (in Russian).

31. Naumov, L.M. and Gordeeva, S.M., 2020. Lateral Heat and Salt Transports in the Lofoten Basin: Comparison Based on Three Databases. Fundamentalnaya i Prikladnaya Gidrofizika, 13(3), pp. 43-55. doihttps://doi.org/10.7868/S207366732003003X (in Russian).

32. Fomin, V.V., Panasenkova, I.I., Gusev, A.V., Chaplygin, A.V. and Diansky, N.A., 2021. Operational Forecasting System for Arctic Ocean Using the Russian Marine Circulation Model INMOM-Arctic. Arktika: Ekologiya i Ekonomika [Arctic: Ecology and Economy], 11(2), pp. 205-218. doihttps://doi.org/10.25283/2223-4594-2021-2-205-218 (in Russian).

33. Reynolds, R.W., Smith, T.M., Liu, C., Chelton, D.B., Casey, K.S. and Schlax, M.G., 2007. Daily High-Resolution-Blended Analyses for Sea Surface Temperature. Journal of Climate, 20(22), pp. 5473-5496. doihttps://doi.org/10.1175/2007JCLI1824.1

34. Niller, P.P., Amos, A. and Hu, J.-H., 1991. Water Masses and 200 m Relative Geostrophic Circulation in the Western Bransfield Strait Region. Deep Sea Research Part A: Oceanographic Research Papers, 38(8-9), pp. 943-959. doihttps://doi.org/10.1016/0198-0149(91)90091-S

35. Artamonov, Yu., Romanov, A., Vnucov, Yu., Perov, A. and Stepura, I., 2003. Results of the Oceanographycal Research at the Western Bransfield Strait during March 2002. Ukrainian Antarctic Journal, (1), pp. 7-16 (in Russian).

36. Zhou, M., Zhu, Yi., Dorland, R.D. and Measures, C.I., 2010. Dynamics of the Current System in the Southern Drake Passage. Deep-Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 57(9), pp. 1039-1048. doihttps://doi.org/10.1016/j.dsr.2010.05.012