Россия
Россия
Цель. Цель работы – исследование вертикальной структуры вод в районе Бенгельского апвеллинга по данным буев «Арго», ее сезонной и межгодовой изменчивости, а также возможности использования альтиметрических измерений для оценки интенсивности восточных апвеллингов. Методы и результаты. На основе измерений буев «Арго» за 2004–2019 гг. исследуется пространственная, сезонная и межгодовая изменчивость термохалинной структуры Бенгельского апвеллинга. С увеличением глубины наблюдается смещение зоны подъема глубинных вод на юг и запад. Максимальный апвеллинг на поверхности отмечается на широте 25° ю. ш. Однако подъем в этой зоне наблюдается только до глубин 300 м. В то же время на широте 30° ю. ш. подъем вод менее интенсивен на поверхности, но фиксируется в диапазоне глубин 0–1500 м. Сезонный ход аномалий температуры и солености в центральной части Бенгельского апвел-линга практически одинаков в слое 100–600 м. Выводы. Апвеллинг наиболее интенсивен в июле, а ослабляется в апреле. Аномалии темпера-туры и солености в слое 100–600 м в это время достигают 0,5 °С и 0,05 psu соответственно. Вторичный максимум апвеллинга наблюдается в январе в слое 0–400 м, а вторичный минимум – в декабре. На межгодовых масштабах в 2004–2019 гг. зафиксировано два периода значительного ослабления апвеллинга: в 2004–2005 и 2018–2019 гг.
Бенгельский апвеллинг, сезонная изменчивость, буи «Арго», межгодовая изменчивость
Введение
Восточные пограничные апвеллинги являются частью глобального океа-нического конвейера, оказывая влияние на вертикальный обмен в Мировом океане. Зоны подъема вод являются важнейшими источниками питательных веществ, способствующих развитию фито- и зоопланктона, которые в свою очередь являются кормовой базой для высших трофических уровней. Иссле-дование структуры апвеллингов и ее изменчивости необходимо для изучения особенностей термохалинной структуры и биопродуктивности океана.
Вдоль юго-западного побережья Африки между 34° и 15° ю. ш. распола-гается один из наиболее продуктивных районов Южной Атлантики – Бенгель-ская апвеллинговая система (БА). Структура БА исследовалась в ряде работ на основе эпизодических данных судовых съемок [1–7]. Результаты этих иссле-дований позволили впервые охарактеризовать TS-характеристики водных масс в зоне апвеллинга, динамику течений, изучить особенности их пространствен-ной структуры [1–4, 8].
Интенсивность и протяженность БА характеризуются выраженной сезон-ной и межгодовой изменчивостью. Большое количество работ посвящено ис-следованию этой изменчивости на основе спутниковых данных о температуре поверхности [9–14]. Однако спутниковые данные дают информацию только о характеристиках поверхности, не позволяя исследовать влияние апвеллинга на более глубинные слои.
В то же время в литературе крайне мало данных о временно́й изменчиво-сти вертикальной структуры Бенгельского апвеллинга, особенно в его глубо-ководной части. В работах [5, 15] на основе данных заякоренной системы, установленной на глубине 130 м, исследуется сезонный ход солености, темпе-ратуры и скорости течений в прибрежной части БА. В этих работах, в частно-сти, было показано, что температура и соленость во всей исследуемой толще вод (0–130 м) имеют ярко выраженный сезонный ход. Авторы отмечают нали-чие двух сезонных максимумов и минимумов и связывают их с влиянием сход-ной изменчивости вдольбереговых течений, которые способствуют при-току/оттоку поднявшихся на поверхность вод из южной части БА [15, 16]. При анализе межгодовой изменчивости данных измерений на заякоренных буях в 2002–2015 гг. в работе [15] отмечается появление положительных ано-малий температуры в 2007, 2011 гг. и отрицательных – в 2004 и 2012 гг.
Вместе с тем все большее количество данных о температуре и солености в исследуемом районе становится доступно благодаря проекту «Арго». В настоящей работе эти измерения за более чем 15-летний период впервые ис-пользуются для исследования сезонной и межгодовой изменчивости Бенгель-ского апвеллинга и его влияния на термохалинную структуру вод в слое вод 0–2000 м. На основе сопоставления данных буев «Арго» и измерений спутни-ковых альтиметров было получено, что альтиметрические измерения позво-ляют эффективно оценивать межгодовые изменения термохалинной струк-туры Бенгельского апвеллинга.
Данные и методы
В работе используются данные измерений буев-профилемеров «Арго» в районе с координатами от 5° до 20° ю. ш. и от 15° до 40° в. д. за 2004–2018 гг., полученные из архива IFREMER (URL: ftp://ftp.ifremer.fr/). Инструментальная погрешность профилемеров составляет 0,002 °C и 0,01 psu. Вертикальное раз-решение этих измерений в верхнем слое варьирует от 10 до 1 м для различных буев. Все данные были проверены визуально на наличие выбросов, в резуль-тате чего из массива был исключен ряд профилей с аномально низкими значе-ниями солености и высокими значениями температуры в нижних слоях. Всего в исследуемом районе было получено более чем 17 тыс. профилей темпера-туры и солености. Для построения пространственного распределения данные были линейно проинтерполированы на регулярную сетку с разрешением 0,5°.
Количество измерений значительно выросло начиная с 2004 г. (500 про-филей) – более чем в пять раз к 2018 г. (2500 профилей) (рис. 1). Большинство этих измерений было проведено в южной части исследуемого района. В при-брежной части апвеллинга измерений относительно мало (10–20), так как из этой части буи быстро выносятся на запад под действием течений. Тем не ме-нее доступно достаточно много данных измерений, полученных в мористой части апвеллинга, где количество профилей в ячейке 1 × 1° составляет 60–90.
Р и с. 1. Пространственное распределение измерений буев «Био-Арго» (а) и временна́я измен-чивость количества измерений (b)
F i g. 1. Spatial distribution of the Bio-Argo buoys measurements (a) and temporal variability in the number of measurements (b)
Пространственное распределение термохалинных характеристик
в районе апвеллинга
На рис. 2 изображено среднее поле солености и температуры, построенное по данным буев «Арго» за 2004–2018 гг. на глубинах 100, 300 и 600 м. На ри-сунке апвеллинг выделяется как область пониженной температуры и солено-сти у западного берега Африки. На глубине 100 м апвеллинг прижат к берегу и представляет собой полосу шириной около 200–300 км с соленостью около 35 psu и температурой 15 °С, что на 0,5 psu и 3 °С ниже, чем в центральной части Атлантики (35,5 psu, 18 °C). На этих глубинах наиболее холодная анома-лия, соответствующая максимуму апвеллинга, наблюдается на широтах 25° ю. ш. в согласии с работой [13], основанной на спутниковых измерениях поверхностной температуры.
С ростом глубины зона апвеллинга значительно увеличивается как по ши-рине, так и по меридиональной протяженности. Так, на глубине 300 м воды апвеллинга с соленостью 34,8 psu и температурой 10 °С на широте 25° ю. ш. простираются уже на 400 км от берега и значительно вытягиваются на северо-запад. Визуально отрыв вод апвеллингового происхождения от берега по дан-ным о солености наблюдается на широте 20° ю. ш. (рис. 2, слева). Язык более пресных вод апвеллинга в его северо-западной части достигает центральной части Южной Атлантики с координатами 20° ю. ш., 0° в. д. По распределению температуры (рис. 2, справа) это явление наблюдается не так отчетливо, по-скольку холодные воды Бенгельского апвеллинга с температурой около 10 °С соединяются с холодными, но более солеными водами экваториального апвел-линга. Разница в солености и температуре между зоной апвеллинга и централь-ной частью субтропического антициклонического круговорота на глубине 300 м примерно такая же, как и на глубине 100 м, и составляет соответственно 0,3 psu и 3 °C. Отметим, что с глубиной область самых низких температур, т. е. максимум апвеллинга, смещается. На горизонте 300 м наиболее холодная аномалия наблюдается южнее, чем на горизонте 100 м, – на широте 28–30° ю. ш.
Р и с. 2. Среднее распределение солености (a, c, e) и температуры (b, d, f) на глубинах 100 м (a,
b), 300 м (c, d) и 600 м (e, f) по данным буев «Арго» за 2004–2019 гг.
F i g. 2. Average distribution of salinity (a, c, e) and temperature (b, d, f) at the depths 100 m (a, b),
300 m (c, d) and 600 m (e, f) based on the Argo buoys data for 2004–2019
В более глубоких слоях (глубже 600 м) апвеллинг еще более расширяется. Кроме того, язык холодных и более пресных вод сильнее отклоняется от берега на запад в согласии с работой [17]. Воды на этих глубинах уже на несколько десятых градуса холоднее, чем в экваториальном апвеллинге, они выделяются и по температуре, и по солености. Так, на глубине 600 м ширина области более пресных вод у берега составляет около 500 км, а вдали от берега достигает 1000 км. Отрыв холодных вод от берега на этих глубинах происходит южнее, на широте 25° ю. ш. При продвижении от берега область более пресных и хо-лодных вод расширяется, аномалия температуры и солености в ней уменьша-ется, что свидетельствует об интенсивных процессах перемешивания вод. В среднем на этих глубинах в районе апвеллинга соленость составляет 34,35 psu, a температура 5 °C, что на 0,2 psu и 2 °C выше, чем в узкой полосе южнее зоны влияния апвеллинга, отображающей область субтропического ан-тициклона.
Представление о вертикальной структуре апвеллинга дают зональные раз-резы средних полей температуры и солености на глубинах до 2000 м. Для ил-люстрации выбраны разрезы на 25° и 30° ю. ш., соответствующие максимуму апвеллинга на глубинах 100 и 300 м соответственно. Для построения брались данные на расстоянии ±0,5° от центральной широты исследуемого разреза.
Поднятие изогалин и изотерм вблизи берега хорошо видно на средних раз-резах на рис. 3. Наиболее отчетливо подъем вод в верхнем 0–100 м слое наблю-дается по данным измерений солености, так как на распределение темпера-туры в этих слоях большое влияние оказывает сезонный ход атмосферных по-токов тепла.
Р и с. 3. Вертикальные разрезы поля солености на 25° ю. ш. (а) и 30° ю. ш. (b) в слое 0–2000 м. Черным цветом выделены изогалины 34,5; 35 и 35,5 psu
F i g. 3. Vertical sections of the salinity field at 25° S (a) and 30° S (b) in the 0–2000 m layer. The iso-halines 34.5, 35 and 35.5 psu are highlighted in black
Интенсивность апвеллинга в поверхностном слое достигает максимума на 25° ю. ш. В этом районе на поверхность выходят воды с соленостью 35,2 psu, оттесняя воды с соленостью 35,8 psu в центральную часть океана. На разрезе от 5° до 14° в. д. изогалина 35,2 psu поднимается на поверхность с глубины более чем 250 м. Аналогичный подъем наблюдается для изотермы 14 °С, которая выклинивается на поверхность у берега. С глубиной на этих широтах интенсивность вертикального подъема снижается. Изогалина 35 psu и изотерма 8 °С поднимаются с глубины 300 м до горизонта 200 м. Ниже 300 м подъем изогалин и изотерм сменяется на их опускание, т. е. на глубинах 300–500 м в прибрежной зоне (12°–14° в. д.) происходит даунвеллинг. Таким образом, в этом районе наблюдается дивергенция вод на глубинах около 300 м, выше
которой замыкание вертикальной ячейки циркуляции происходит в виде апвеллинга, а ниже – в виде даунвеллинга.
На глубине 300 м апвеллинг наиболее интенсивен на 30° ю. ш. В этом районе соленость и температура у берега значительно выше, чем на широте 25° ю. ш. Данные буев «Арго» показывают, что подъем изогалин на широте 30° ю. ш. охватывает гораздо более значительную толщу вод. Важной чертой
вертикального распределения солености в исследуемом районе является промежуточный минимум солености на глубинах 600–800 м, ниже которого соленость начинает расти [17]. Наличие промежуточного минимума солености приводит к тому, что выше него апвеллинг приводит к подъему опресненных
вод и появлению пресной аномалии, а ниже него – к увеличению солености. Так, изогалина 35,2 psu поднимается на 100 м от глубины 600 м на долготе 9° в. д. до горизонта 500 м вблизи берега. Та же изогалина находится на глубине 1100–1200 м и поднимается на 100 м у берега. Аналогичный подъем наблюдается и по данным о температуре (рис. 4). Подъем соленых вод отмечается на широте 30° ю. ш. вплоть до максимальной глубины наблюдений 2000 м, где располагаются изогалины 34,8–34,9 psu.
Р и с. 4. Вертикальные разрезы поля температуры на 25° ю. ш. (a) и 30° ю. ш. (b) в слое 0–
2000 м. Выделены изотермы 7, 10 и 13 °С
F i g. 4. Vertical sections of the temperature field at 25° S (a) and 30° S (b) in the 0–2000 m layer.
The isotherms 7, 10, and 13 °C are marked out
Сезонная изменчивость термохалинной структуры вод
в районе Бенгельского апвеллинга
Для анализа сезонной изменчивости был выбран район с координатами 12°–16° в. д. и 23°–28° ю. ш., соответствующий пику апвеллинга (см. выделенную прямоугольную область на рис. 2). Количество измерений в данном районе составляет 436 профилей. На рис. 5 и 6 изображены осредненные по этому
району сезонные диаграммы и профили аномалий солености и температуры в определенные месяцы. Максимальные отрицательные аномалии температуры и солености в слое 200–600 м наблюдаются в июле – сентябре, что свидетельствует об усилении апвеллинга и подъеме глубинных опресненных и холодных вод. Уменьшение солености в летний период совпадает с более ранними данными из работы [5]. При этом пространственное распределение аномалий примерно одинаково на глубинах 250–550 м, а максимальные отрицательные значения наблюдаются в июле (около –0,5 °С и 0,05 psu) (рис. 6). Второй пик отрицательной аномалии отмечается на январь – февраль. В отличие от осеннего, этот пик приходится на верхний 100–350-метровый слой. Такой полугодовой ход аномалий солености был отмечен также на основе контактных измерений [5, 15]
Р и с. 5. Сезонная диаграмма аномалий солености (а) и температуры (b) в центральной части
БА (см. выделенную прямоугольную область на рис. 2, а)
F i g. 5. Seasonal diagram of the salinity (a) and temperature (b) anomalies in the BA central part (see
the marked out rectangular area in Fig. 2, a)
Р и с. 6. Профили аномалии солености (а) и температуры (b) в январе (синяя линия), ап-реле (зеленая), июле (красная) и октябре (голубая) в центральной части БА (12°–16° в. д., 23°–28° ю. ш.)
F i g. 6. Profiles of the salinity (а) and temperature (b) anomalies in January (blue line), April (green line), July (red line) and October (blue line) in the BA central part (12°–16° E and 23°– 28° S)
На диаграмме видно, что на глубинах более 600 м аномалии солености ме-няют свой знак. Смена знака связана с тем, что ниже этих глубин соленость начинает расти (см. рис. 5, а). Усиление апвеллинга приводит к подъему соле-ных вод и увеличению солености, а не еe уменьшению, как в верхних слоях. Аномалии температуры в нижних слоях достаточно малы, поскольку гради-енты температуры ниже 600 м значительно ослабляются. Максимальные поло-жительные аномалии, соответствующие периодам ослабления апвеллинга и опускания изотерм, отмечаются в апреле и декабре.
Отметим, что в верхнем 100-метровом слое определяющее влияние на из-менчивость термохалинных характеристик оказывает взаимодействие с атмо-сферой. Поэтому на поверхности сезонный ход температуры значительно от-личается от изменчивости на глубинах ниже 100 м. Максимальные аномалии температуры и солености наблюдаются в летний период с ноября по апрель, а минимальные – с мая по октябрь. Сезонный прогрев, в частности, маскирует усиление апвеллинга в поле поверхностной температуры в январе – феврале, которое отчетливо наблюдается по данным «Арго» на глубинах до 400 м.
Сезонный ход осадков и испарения может также оказывать значительное влияние на соленость в верхнем слое 0–100 м. Кривые сезонного хода солено-сти в верхнем и нижнем слоях качественно подобны, поскольку соленость яв-ляется более консервативным параметром. Таким образом, именно соленость является наиболее эффективным трассером интенсивности апвеллинга как в верхних, так и в нижних слоях в согласии с [2].
Для сравнения рассмотрим вертикальные разрезы солености в месяц мак-симальной (июль) и минимальной (апрель) интенсивности вертикального подъема вод на широте 30° ю. ш. (рис. 7). Для наглядности на разрезах выде-лены изогалины 34,9; 35,1 и 35,3 psu. При сравнении рис. 7, a и 7, b хорошо видно, что в июле все выделенные изогалины находятся выше, чем в апреле.
Подъем изогалин отмечается в пределах 6°–15° в. д. Воды с соленостью менее 34,9 psu в период усиления апвеллинга занимают в два раза более обширную площадь шириной около 200 км по сравнению с апрелем (100 км). Вблизи берега изогалины 35–35,1 psu поднимаются на 30 м по сравнению с апрелем.
В глубинных слоях сезонный подъем еще более выражен: например, изогалина 35,3 psu поднимается более чем на 50 м.
Р и с. 7. Зональные разрезы солености на широте 30° ю. ш. для апреля (а) и июля (b)
F i g. 7. Zonal sections of salinity at latitude 30° S for April (a) and July (b)
Межгодовая изменчивость термохалинной структуры вод
в районе Бенгельского апвеллинга
На рис. 8 и 9 представлены диаграмма аномалий солености и температуры, осредненных для центральной части БА (см. выделенную прямоугольную область на рис. 2, а), и изменчивость средней аномалии температуры и солености в слое 0–1000 м в 2004–2019 гг. Аномалии отсчитывались от средней величины за весь период времени. На рис. 8 видно: средние аномалии солености и температуры хорошо коррелируют между собой. Вертикальная адвекция приводит к синхронному подъему/опусканию холодных и более пресных вод, поэтому изменчивость этих параметров в районе апвеллинга практически одинакова. Изменения средней по глубине температуры на 0,1 °С в районе апвеллинга примерно соответствуют изменению средней солености на 0,01 psu. Отметим значительную межгодовую изменчивость термохалинных характеристик в исследуемой зоне. Высокие аномалии отмечались в 2004–2005 гг., когда наблюдалось увеличение температуры и солености на 0,5 °С и 0,05 psu соответственно. Эти изменения фиксируются во всем слое 0–600 м, что свидетельствует об ослаблении апвеллинга (рис. 9). В последующие три года, а именно в 2007–2009 гг., наоборот, наблюдалось резкое снижение температуры и, как следствие, солености. Аномалии солености и температуры в этом слое были отрицательны. В то же время соленость ниже горизонта 600 м увеличилась на 0,01 psu, отображая подъем глубинных соленых вод. Таким образом, в этот период происходило усиление апвеллинга, и интенсивность вертикального подъема была выше средней за 2004–2019 гг.
Р и с. 8. Межгодовая (2004–2020 гг.) изменчивость средних аномалий солености и температуры в 0–600 м слое в центральной части БА (12°–16° в. д. и 23°–28° ю. ш.)
F i g. 8. Interannual (2004–2020) variability of the salinity and temperature mean anomalies in the 0–600 m layer in the BA central part (12°–16° E and 23°–28° S)
Р и с. 9. Межгодовая изменчивость вертикального распределения аномалий температуры (a) и солености (b) в центральной части БА (12°–16° в. д. и 23°–28° ю. ш.)
F i g. 9. Interannual variability of vertical distribution of the temperature (a) and salinity (b) anomalies in the BA central part (12°–16° E and 23°–28° S)
Два менее интенсивных события ослабления апвеллинга наблюдались в 2010–2011 и 2014–2015 гг. В этот период температура и соленость в верхнем 600-метровом слое выросли на 0,2 °С и 0,25 psu соответственно. Как уже было сказано выше, все активные изменения наблюдались практически равномерно в слое 150–600 м.
Эти результаты согласуются с такими данными измерений на заякоренных буях в прибрежной зоне БА [15], в которых отмечается появление положитель-ных аномалий температуры в 2004, 2015 гг. и отрицательных аномалий в 2007 и 2012 гг.
Еще одно событие с резким ростом температуры и солености на этих глу-бинах зафиксировано в 2018–2019 гг. При этом аномалии солености сопоста-вимы с данными за 2005–2006 гг. Таким образом, данные буев «Арго» показы-вают, что в настоящий момент наблюдается еще одна фаза ослабления апвел-линга.
Для примера на рис. 10, а, b представлены среднегодовые аномалии тем-пературы за 2004 и 2011 гг., рассчитанные как отклонения от осредненных спутниковых данных за 1985–2016 гг. из массива температуры [18], получен-ного по спутниковым инфракрасным и микроволновым данным.
Хорошо видно, что из-за ослабления апвеллинга в 2004 г. в исследуемой зоне (выделенной прямоугольником на рис. 10, а – d) аномалия температуры была по-ложительной (0,2–0,4 °C). В 2011 г. (рис. 10, b), наоборот, усиление апвеллинга влекло за собой понижение температуры и ее аномалии достигали −1 °С.
Измерения буев «Арго» позволяют получить оценки влияния апвеллинга на глубинные слои. Анализ карты аномалии температур по данным буев «Арго» для тех же лет на глубине 100 м (рис. 10, c, d) показывает сходные результаты. Здесь также в 2004 г. происходит подъем температуры на 0,8–1 °С, а в 2011 г. – падение на 1–1,2 °С.
Интенсивность апвеллинга в первую очередь определяется изменчиво-стью интенсивности ветра в регионе. На рис. 10, e, f представлены карты сред-негодовых аномалий ветра для 2004 и 2011 гг., рассчитанных как отклонения от среднеклиматического распределения за 1993–2018 гг. В 2011 г. (рис. 10, f) происходит усиление западных ветров, которые способствуют развитию ап-веллинга. Напротив, векторы аномалии скорости ветра в 2004 г. (рис. 10, e) направлены в противоположную сторону на юго-восток. Такие аномалии ско-рости ветра свидетельствуют об ослаблении средних ветров в этом году, что приводит к уменьшению интенсивности апвеллинга.
Эти изменения в первую очередь вызваны смещением и ослаблением крупномасштабного субтропического антициклона в атмосфере. В ряде работ показано, что такие изменения могут быть частично связаны с событиями Эль-Ниньо [12]. Подробное исследование причин таких атмосферных изменений выходит за рамки данной работы.
Р и с. 10. Среднегодовые аномалии спутниковой температуры (а, b), температуры по данным буев «Арго» (c, d) и ветра (e, f) в районе Бенгельского апвеллинга за 2004 (а, c, e) и 2011 гг. (b, d, f)
F i g. 10. Annual average anomalies of the satellite-derived temperature (а, b), the Argo buoys-derived temperature (c, d) and wind (e, f) in the Bengel upwelling region for 2004 (а, c, e) and 2011 (b, d, f)
Неравномерность измерений буев «Арго» во времени и пространстве мо-жет влиять на полученные оценки изменчивости термохалинной структуры вод. Для сопоставления полученных оценок воспользуемся данными об уровне моря, полученными по измерениям спутниковых альтиметров. Подъем глубинных холодных вод вызывает увеличение плотности и, как следствие, паде-ние уровня моря. Интенсификация апвеллинга будет вызывать падение уровня моря, а ослабление – его подъем. Таким образом, изменение средней аномалии температуры и солености будет находиться в фазе с уровнем моря. Изменения в апвеллинге также могут быть связаны с усилением ветров. В этом случае вследствие сгона будет снижаться уровень, что приведет к апвеллингу и, как следствие, понижению солености.
На рис. 11 представлено сопоставление среднего уровня моря и средней аномалии солености в слое 600 м в выбранном районе. Отчетливо видно, что эти ряды хорошо коррелируют между собой. Рост солености в результате ослабления апвеллинга в 2004–2005, 2010–2011, 2014–2015 и 2018–2019 гг. привел к подъему уровня моря, наиболее интенсивному в 2004–2005 и 2018–2019 гг. Уменьшение уровня моря и солености из-за усиления апвеллинга при-ходится на 2008–2009 и 2012–2013 гг.
Р и с. 11. Межгодовая изменчивость альтиметрического уровня моря (синяя линия) и аномалии солености (зеленая линия) в центральной части БА (12°–16° в. д., 23°–28° ю. ш.).
F i g. 11. Interannual variability of the altimetry sea level (blue line) and the salinity anomaly (green line) in the BA central part (12°–16° E, 23°–28° S)
Приведенное на рис. 11 сопоставление свидетельствует о том, что уровень моря является хорошим индикатором интенсивности апвеллинга и может быть использован для исследования межгодовой изменчивости апвеллинга. Эти данные доступны с 1992 г., они позволяют исследовать колебания апвеллинга за длительный период времени. Согласно рис. 11, интенсивные события ослаб-ления апвеллинга должны были также наблюдаться в 1996–1997 и 2001–2002 гг., а его усиления – в 1998–1999 г., что совпадает с результатами анализа ТПО из ряда предыдущих работ [11, 12, 14]. В отличие от данных буев «Арго», альтиметрические измерения регулярны, поэтому совпадение рядов на ри-сунке также свидетельствует о надежности оценок, полученных нами по дан-ным измерений буев «Арго».
Выводы
В настоящей работе на основе использования большого массива данных гидрологических измерений (более 30 тыс.) проведен анализ сезонной и меж-годовой изменчивости термохалинной структуры Бенгельского апвеллинга. На основе проведенного анализа показано, что:
1.На поверхности максимальный апвеллинг наблюдается на широте25° ю. ш. Однако на этой широте подъем вод наблюдается только до глубин 300 м. В то же время на широте 30° ю. ш. подъем вод фиксируется в диапазоне глубин 0–1500 м, при этом на поверхности он менее интенсивен. В целом су-ществует тенденция к смещению зоны подъема глубинных вод на юг и запад с увеличением глубины.
2.Сезонный ход аномалии температуры и солености практически одина-ков в слое 100–600 м. Апвеллинг наиболее интенсивен в июле, когда аномалии температуры и солености в слое 100–600 м достигают 0,5 °С и 0,05 psu. В апреле наблюдается минимум подъема вод и фиксируются такие же по величине ано-малии температуры и солености. Вторичный максимум апвеллинга наблюдается в слое 0–400 м в январе, а вторичный минимум – в декабре. Отмечено, что соле-ность является более надежным трассером интенсивности апвеллинга в верхнем слое, поскольку на температуру большое влияние оказывает солнечный прогрев.
3.Данные измерений буев «Арго» впервые позволили исследовать меж-годовую изменчивость термохалинной структуры апвеллинга. На межгодовых масштабах в 2004–2019 гг. зафиксированы два периода значительного ослаб-ления апвеллинга: в 2004–2005 и 2018–2019 гг. В эти годы фиксируется рост среднегодовой температуры и солености в слое 100–600 м на 0,5 °С и 0,05 psu соответственно, что согласуется с данными измерений на заякоренных буях. Усиление апвеллинга, уменьшение температуры и рост плотности вод приво-дят к падению стерического уровня.
4.В настоящей работе показано, что альтиметрические измерения уровняв районе апвеллинга достаточно хорошо согласуются с изменчивостью соле-ности и температуры вод. Таким образом, регулярные альтиметрические изме-рения, доступные с 1992 г., могут быть использованы для описания межгодо-вой изменчивости интенсивности апвеллинга. В частности, эти измерения по-казывают, что значительное ослабление апвеллинга наблюдалось в 1996–1997 и 2001–2002 гг., а его усиление в 1998–1999 гг.
1. Shannon L. V., Nelson G., Jury M. R. Hydrological and meteorological aspects of upwelling inthe southern Benguela Current // Coastal upwelling / F. A. Richards (Editor). Washington, DC :American Geophysical Union, 1981. P. 146–159. (Coastal and Estuarine Sciences; vol. 1).https://doi.org/10.1029/CO001p0146
2. Physical and biological features across an upwelling front in the southern Benguela /D. A. Armstrong [et al.] // South African Journal of Marine Science. 1987. Vol. 5, iss. 1.С. 171–190. https://doi.org/10.2989/025776187784522559
3. Gordon A. L., Bosley K. T., Aikman III F. Tropical Atlantic water within the Benguela upwelling system at 27°S // Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers. 1995. Vol. 42,iss. 1. P. 1–12. https://doi.org/10.1016/0967-0637(94)00032-N
4. Rae C. M. D. A demonstration of the hydrographic partition of the Benguela upwelling ecosys-tem at 26°40'S // African Journal of Marine Science. 2005. Vol. 27, iss. 3. С. 617–628.https://doi.org/10.2989/18142320509504122
5. The seasonal variability of the northern Benguela undercurrent and its relation to the oxygenbudget on the shelf / V. Mohrholz [et al.] // Continental Shelf Research. 2008. Vol. 28, iss. 3.P. 424–441. https://doi.org/10.1016/j.csr.2007.10.001
6. Букатов А. Е., Соловей Н. М. Оценка связи вертикальной структуры поля плотности и ха-рактеристик внутренних волн с крупномасштабной атмосферной циркуляцией в аквато-риях Перуанского и Бенгельского апвеллингов // Процессы в геосредах. 2017. № 2.С. 485–490.
7. О генерации апвеллинга в районе Тихоокеанского побережья Мексики / С. Н. Булгаков[и др.] // Морской гидрофизический журнал. 2005. № 1. С. 32–41.
8. Малинин В. Н., Чернышков П. П., Гордеева С. М. Канарский апвеллинг: крупномасштаб-ная изменчивость и прогноз температуры воды. СПб. : Гидрометеоиздат, 2002. 156 с.
9. Тимохин. Е. Н. Особенности внутригодовой и межгодовой изменчивости полей гидроме-теорологических элементов в промысловых районах ЮВА и Бенгельского апвеллинга //Тезисы докладов XII Международной конференции по промысловой океанологии. Кали-нинград : Изд-во АтлантНИРО, 2002. С. 244–246.
10. Серебренников А. Н. Методика пространственного разделения апвеллингов по характерусезонной изменчивости температурных и ветровых полей // Системы контроля окружа-ющей среды – 2019 : Тезисы докладов Международной научно-технической конферен-ции, Севастополь, 12–13 сентября 2019 г. Севастополь : ИПТС, 2019. С. 129.
11. Seasonal and interannual changes in intense Benguela upwelling (1982–1999) E. Hagen [etal.] // Oceanologica Acta. 2001. Vol. 24, iss. 6. P. 557–568. https://doi.org/10.1016/S0399-1784(01)01173-2
12. Ocean climate of the South East Atlantic observed from satellite data and wind models /N. J. Hardman-Mountford [et al.] // Progress in Oceanography. 2003. Vol. 59, iss. 2–3. P. 181–221. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2003.10.001
13. A study of Benguela upwelling system using different upwelling indices derived from remotelysensed data / Z. Chen [et al.] // Continental Shelf Research. 2012. Vol. 45. P. 27–33.https://doi.org/10.1016/j.csr.2012.05.013
14. Upwelling indices for comparative ecosystem studies: Variability in the Benguela UpwellingSystem / T. Lamont [et al.] // Journal of Marine Systems. 2018. Vol. 188. P. 3–16.https://doi.org/10.1016/j.jmarsys.2017.05.007
15. Seasonal to interannual variability of water mass characteristics and currents on the Namibianshelf / T. Junker [et al.] // Journal of Marine Systems. 2017. Vol. 165. P. 36–46.https://doi.org/10.1016/j.jmarsys.2016.09.003
16. South East tropical Atlantic warm events and southern African rainfall / M. Rouault[et al.] // Geophysical Research Letters. 2003. Vol. 30, iss. 5. 8009.https://doi.org/10.1029/2002GL014840
17. Stramma L., England M. On the water masses and mean circulation of the South AtlanticOcean // Journal of Geophysical Research: Oceans. 1999. Vol. 104, iss. C9. P. 20863–20883.https://doi.org/10.1029/1999JC900139
18. Daily High-Resolution-Blended Analyses for Sea Surface Temperature / R. W. Reynolds [et al.] //Journal of Climate. 2007. Vol. 20, iss. 22. P. 5473–5496. https://doi.org/10.1175/2007JCLI1824.1
