CЕЗОННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ КРУПНОМАСШТАБНОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ ВОД И ТЕРМОХАЛИННЫХ ФРОНТОВ ЮЖНОЙ АТЛАНТИКИ : Cезона МІНЛИВІСТЬ великомасштабних ЦИРКУЛЯЦІЇ ВОД І термохалінної фронт Південній Атлантиці

Краткое содержание

Вступ присвячений короткому огляду історії дослідження даного питання і його актуальності, визначені мета і задачі; об'єкт і предмет досліджень, дана загальна характеристика використовуваних матеріалів, обґрунтована фундаментальна і прикладна значимість роботи. Показано зв'язок роботи з державними науковими програмами і проектами.

У першому розділі дається опис фізико-географічних умов у регіоні, фонових термохалiнних характеристик і їхньої сезонної мінливості. У підрозділі 1.1 аналізуються фактори, що формують структуру вод Південної Атлантики. Описано особливості рельєфу дна (пункт 1.1.1) на основі батиметричної карти, побудованої автором за даними масиву World Ocean Database (WOD-98). У пунктах 1.1.2, 1.1.3 за даними масивів (Hellerman, Rosenstein, 1983) і (Climatology Interdisciplinary Data Collection-98 (CIDC-98)) аналізуються просторові особливості баричного і вітрового полiв над ПiвдА. Підкреслюється домінуючий вплив на клімат регіону областей високого тиску: Пiвденноатлантичного субтропічного (ПiвдАСА) і Антарктичного антициклонів і центрів низького тиску бiля узбережжя Аргентини, у районі Південних Оркнейських і Південних Сандвiчевих островів і в морi Уедделла. Максимальні амплітуди річної гармоніки поля тиску спостерігаються в зоні антарктичної депресії, біля берегів Бразилії і Південно-Західного узбережжя Африки. В Антарктичному антициклоні тиск змінюється з піврічним періодом, тому пояс низького тиску навколо Антарктиди з грудня по березень і з червня по вересень зміщується до Південного полюса. Відзначається, що на більшій частині Південної Атлантики в сезонній мінливості вітрів переважає річний період, у помірних і полярних широтах збільшується внесок піврічної гармоніки.

У пункті 1.1.4 уточнюється сезонна мінливість складових теплового балансу поверхні океану ПiвдА по нових даних М.А. Тимофеєва й О.В. Юровського (2004). Розмiрнiсть величин у дужках в МДж/м²/добу. Отримано, що найбільші значення радіаційного балансу Rn (> 20) спостерігаються на північній периферії ПiвдАСА. Найменші значення Rn (< 6) характерні для антарктичних вод біля крайки льоду. На цих широтах максимальні значення Rn (10-11) спостерігаються в грудні-січні. У червні-липні значення Rn стають негативними (-2). Максимальна тепловіддача (21) за рахунок витрат тепла на випаровування і турбулентний обмін (H+LE) відзначається в червні-липні між 10-15° пiвд.ш. і 20-30° з.д., коли тут значення Rn мінімальні, а швидкість вітру максимальна. Південніше 40° пiвд.ш. і на схід вiд 10° з.д. двічі в році (у травні і жовтні) значення H+LE стають негативними.

Основний максимум зовнішнього теплового балансу Bo (> 6) спосте-рігається на сході тропіків. Негативні значення Bo (< -9) відзначені на південній периферії ПiвдАСА та у кругообігу моря Уедделла. Максимальні амплітуди річної гармоніки Bo характерні для східної частини ПiвдАСА (> 10) і для району Фолклендської течії (> 9). Максимум Bo (> 12) на бiльшiй частинi акваторії спостерігається в грудні. У травні-липні в зоні сходження Бразильської та Фолклендської течій і в області Південно-Атлантичної течії відзначається тепловіддача через поверхню океану (-10 – -12).

У наступному підрозділі 1.2 досліджується сезонна мінливість гідрологічних полів. У пункті 1.2.1 обговорюються помилки визначення їхнього сезонного сигналу. Відзначається, що переважними є погрішності, що виникають внаслідок синоптичної і мiжрiчної мінливості. Сумарна погрішність разових вимірів не тільки досягає, але часом перевищує амплітуду сезонного сигналу. Відзначається, що згладжування гідрологічних полів дозволяє зменшити помилку відновлення сезонного сигналу до 10-30%. Показано також, що при забезпеченості середньомісячних значень параметра 10-15 вимірами погрішність оцінки амплітудно-фазових характеристик річного сигналу не перевищує 10-15%. Аналіз розподілу середньоквадратичних відхилень (СКВ) температури поверхні океану, розрахованих по найбільш забезпечених вимірами супутникових даних, дозволив встановити, що на більшій частині ПiвдА сезонний хід ТПО в 2-3 рази перевищує її мiжрiчнi варіації (рис. 1а).

Особлива увага в цьому підрозділі надається порівнянню сезонної мінливості ТПО по різних типах даних (база WOD-98; масив Levitus, Boyer, 1994; супутникові виміри ТПО). Отримано високі значення коефіцієнтів кореляції R при 95%-ном рівні значимості між середньомісячними полями ТПО по трьох масивах даних. Мінімальні значення R (~ 0.75) відзначаються взимку Південної півкулі, коли гідрологічних спостережень мало. У теплі місяці, найбільш забезпеченi даними, величини R близькі до 1 (~ 0.95). Порівняння внутрішньорічного ходу полів ТПО, величин амплітуд річної гармоніки, розрахованих по трьох масивах, також показало тісний зв'язок (R ~ 0.74-0.98) між рiзними типами даних (рис. 1б, в). Ці результати дають підставу автору використовувати супутникові дані для верифікації сезонного циклу поля ТПО і температурних фронтів, розрахованих по гідрологічних даних.

Для уточнення фонових гідрологічних умов у пункті 1.2.2 аналізуються термохалiнна структура вод і її сезонна мінливість. Відзначається, що максимальні значення амплітуди річної гармоніки ТПО (4°С) спостерігаються в Гвінейській затоці. З глибиною амплiтуди річних коливань зменшуються і на горизонтi 200 м не перевищують 0.1-0.2°С. У помірних і високих широтах значні річні коливання ТПО (3-4°С) типові для зони сходження Бразильської (БТ) і Фолклендської (ФТ) течій. Тут же відзначаються максимальні значення амплітуди піврічних коливань температури (0.5-0.7°С). Максимум ТПО в ПiвдА припадає на лютий-березень, що обумовлено сезонним ходом теплового балансу на поверхні океану.

Області максимальної мінливості солоності річного періоду на поверхні океану розташовані в прибережних районах поблизу гирл великих рік, а саме Амазонки (> 3‰), Ла-Плати (> 1.5‰), Нігеру (> 2‰), де вони визначаються сезонними коливаннями опадів і річкового стоку. З глибиною сезонні зміни солоності різко зменшуються і на 50 м не перевищують 0.1‰. Піврічна амплітуда сезонного ходу солоності (> 0.1‰) найбільш значима на південній периферії ПiвдСАК у зоні сходження БТ і ФТ на поверхні океану.

Рис. 1. Просторовий розподіл СКО_сез/СКО_між по супутникових даних (а), внутрішньорічний хід коефіцієнта кореляції між ТПО по трьох типах даних уздовж 50° з.д. (б) і 60° півд.ш. (в).

В другому розділі дисертації уточнюються схема великомасштабної циркуляції вод і її сезонна мінливість. У підрозділі 2.1 приведений огляд вивченості течій ПiвдА. Показано, що найбільш досліджено течії тропічної зони океану, зона сходження БТ і ФТ, АЦТ у протоці Дрейка. Підкреслюється, що сезонна мінливість течій ПiвдА вивчена недостатньо. Далі в підрозділі 2.2 аналізуються результати діагностичного моделювання течій по трьох моделях, що відображують основні напрямки діагнозу циркуляції вод. Перша – це модель загальної циркуляції океану (IЛ00-модель) із кроком розрахункової сітки 1˚ (Іванов, Лебедєв, 2000). Друга, так звана “груба” модель EG94 має розрізнення, типове для моделей “океан-атмосфера”, використовуваних при дослідженні кліматичної мінливості (England, Garcon, 1994). Крок розрахункової сітки складає 1.8˚ по довготі і 1.6˚ по широті. Третя модель, включена в аналіз, – вихоророзв'язувальна модель Parallel Ocean Climate Model (РОСМ) із кроком розрахункової сітки 0.4˚ по довготі і 0.25˚ по широті (Semther, Chervin, 1992).

При порівнянні результатів різних модельних розрахунків відзначено, що, незважаючи на деякі відмінності, головні елементи циркуляції вод ПiвдА відтворюються різними моделями однаково. До них відносяться: основні великомасштабні кругообiги, перенос вод у західному приграничному шарi з Південної в Північну півкулю, східна екваторіальна протитечія, зона сходження БТ і ФТ і АЦТ. Ці елементи циркуляції прийняті за основу при подальшому аналізі результатів розрахунків геострофічних течій, при цьому циркуляція вод, розрахована по гідрологічних даних, зіставляється з результатами розрахунків по альтиметрії і вимірами ТПО із супутників.

У підрозділі 2.3 досліджуються великомасштабна геострофiчна циркуляція вод і її сезонна мінливість на основi масиву (Levitus, Boyer, 1994). На цих даних ґрунтуються також результати, викладені в пунктах 2.3.1-2.3.5 і підрозділі 2.4. Встановлено, що Південний субтропічний антициклонічний кругообіг просліджується в шарі 0-3000 м, при цьому глибше 1000 м його інтенсивність зменшується в 4-5 разів. Південний тропічний циклонічний кругообіг поширюється до глибин не більш 1000 м. Відзначено, що сезонна мінливість поля динамічних висот відносно 1000 м характеризується найбільшими амплітудами річної гармоніки (5-10 дин. см) у зоні сходження БТ і ФТ, у Гвінейській затоці, на західній і північної периферіях ПівдСАК. Внесок піврічної гармоніки зростає в Гвінейській затоці, у зоні сходження БТ і ФТ.

Встановлено, що кліматичні кругообіги характеризуються значними внутрішньорічними змінами їх розмiрiв (рис. 2). Виявлено зв'язок між швидкістю південно-східного пасату, широтним положенням осі західного переносу в помірних широтах і площею ПівдСАК. Показано, що реакція океану на сезонні варіації великомасштабного поля вітру проявляється в зміні границь і площ ПівдСАК і ПівдТЦК. Ослаблення (посилення) південно-східного пасату і зсув на південь (на північ) осі західного переносу в помірних широтах на початку (середині) року супроводжується асинхронним збільшенням (зменшенням) площ ПівдСАК і ПівдТЦК. Зміна площ динамічних балок (гребенів) кругообігів супроводжується збільшенням (зменшенням) об'ємів теплих і холодних вод у центральних частинах кругообігів. Найбільш тісний зв'язок між полем вітру і динамікою вод спостерігається при фазовому зсуві в 3-4 місяцi для ПівдСАК і 4-5 місяців для ПівдТЦК.

У пунктах 2.3.3-2.3.5 викладено результати дослідження сезонної мінливості геострофічних течій, що утворюють кругообіги ПівдА. У роботі вперше описаний сезонний цикл градієнтних складових трьох гілок Південної пасатної течії і Південної екваторіальної протитечії (ПівдЕП). Показано, що в центральній частині океану (30˚ з.д.) швидкість Північної гілки ПівдПТ (ПівнГ ПівдПТ) досягає максимальних значень у вересні (25 см/с), майже у фазі з максимумом швидкості вітру. На сході (10˚ з.д.) в інтенсивності ПівнГ ПівдПТ і поля вітру відзначені два максимуми – один у червні, другий в листопаді. Для Центральної гілки ПівдПТ (ЦГ ПівдПТ) на 30˚ з.д. максимум швидкості (24 см/с) спостерігається в березні. На схід (10˚ з.д.) він зсувається на червень, при цьому трохи зменшується (22 см/с), а стрежень течії займає крайнє північне положення (4˚ півд.ш.) у липні і грудні.

Рис. 2. Динамічна топографія (відн. 1000 дб) у березні (а) і вересні (б).

Встановлено, що Південна екваторіальна протитечія в центральній частині океану на 30˚ з.д. проявляється в другій половині року. При цьому кліматичні швидкості ії невеликі, максимум (4 см/с) відзначається в серпні, коли підсилюється південно-східний пасат. У східній частині Гвінейської затоки південніше екватора виділені два струмені східного напрямку. Північний струмінь служить продовженням течії Ломоносова та названий Північною гілкою ПівдЕП. Більш інтенсивний південний струмінь є продовженням власне ПівдЕП, що формується в центральній частині океану. Цей потік названий Південною гілкою ПівдЕП (ПівдГ ПівдЕП). Сезонні коливання швидкості ПівдГ ПівдЕП на 10˚ с.д. мають піврічний сигнал з максимумами в квітні (4 см/c) і грудні (6 см/с). При цьому поле вітру має тут річний сигнал, що свідчить про вплив на інтенсивність ПівдГ ПвідЕП вітрових умов над іншими, більш віддаленими районами океану.

У пункті 2.3.4 досліджується внутрішньорічна мінливість системи течій ПівдСАК, що включає Південну гілку ПівдПТ (ПівдГ ПівдПТ), Бразильську, Південно-Атлантичну (ПівдАТ) і Бенгельську (БенТ) течії. Показано, що на 10˚ з.д. меридіональна структура ПівдГ ПівдПТ має два максимуми швидкості, оскільки утворюється за рахунок злиття вод БенТ і ПівдАТ. Північний, більш інтенсивний струмінь, якому відповідає основний максимум, найбільш розвинутий у лютому (7 см/с). На 30˚ з.д. ПівдГ ПівдПТ характеризується тільки одним екстремумом швидкості, що зсувається з 12˚ півд.ш. у травні на 18˚ півд.ш. у серпні. Максимальна швидкість течії (5-6 см/с) відзначена в квітні-травні.

Показано, що між 10˚ і 20˚ півд.ш. Бразильська течія як градієнтний потік над глибинами більше 1000 м значну частину року не проявляється. З червня по вересень, коли підсилюється південно-східний пасат і ПівдГ ПівдПТ зсувається до півдня, тут існує слабкий потік південного напрямку зі швидкостями 2-3 см/с. На 20˚ півд.ш. БТ існує протягом усього року з максимумом швидкості (6 см/с) у січні. Південніше 25˚ півд.ш. велика частина БТ розвертається на схід і замикає внутрішню циркуляцію ПівдСАК по антициклонічній траєкторії. Посилення швидкості БТ тут спостерігається в березні (4 см/с) і в серпні (7 см/с). У полі локального вітру переважає річна хвиля, що свідчить про його слабкий вплив на швидкість БТ. Піврічний сигнал відзначається також у зміні швидкості Південно-Атлантичної течії, що проходить південніше БТ. На 50˚ з.д. максимуми швидкості ПівдАТ (6 см/с) спостерігаються в грудні і червні. Між 40˚ і 10˚ з.д. у сезонному ході швидкості цієї течії, як i при локальному вітрi, переважає річний період з максимумами (6-7 см/с) у травні на 40˚ з.д. і у жовтні на 10˚ з.д. Стрежень ПівдАТ зсувається на південь у грудні-січні, на північ – у липні, тобто майже в протифазі зі зсувами ПівдГ ПівдПТ.

Встановлено, що Бенгельська течія найбільш інтенсивна на схід від 10˚ с.д. між 25˚ і 35˚ півд.ш., де його живлять води ПівдАТ і течії Агульяс (ТАг). Швидкості БенТ невеликі і складають 4-7 см/с. Незважаючи на інтенсивну сезонну мінливість поля вітру, градієнтна швидкість БенТ змінюється слабко, з річною амплітудою, що не перевищує 2-3 см/с.

Оцінки внутрішньорічного ходу характеристик течій в Антарктичному секторі (пункт 2.3.5) показали, що на північній границі протоки Дрейка в сезонному циклі швидкості АЦТ переважає річний період з максимумом (9 см/с) у травні. Аналогічна мінливість відзначена в полі вітру. На південній стороні протоки в зміні швидкості течії відзначається слабкий піврічний сигнал з максимумами (3-4 см/с) у березні і жовтні. Піврічна мінливість спостерігається тут і в полі меридіонального вітру. У морі Скотія виділені три гілки АЦТ – Північна (ПівнГ), Центральна (ЦГ) і Південна (ПівдГ). В внутрішньорічному ході швидкості ПівнГ АЦТ переважає річний сигнал, а на сході океану, ближче до Африки, – піврічний. Центральна гілка АЦТ найбільш чітко проявляється на заході регіону. Тут швидкість змінюється незначно з максимумом (7 см/с) у липні. У центральній частині океану швидкості ЦГ АЦТ зменшуються (2-5 см/с). Південна гілка АЦТ у морі Скотія має найбільші швидкості (3-4 см/с) у березні-квітні. У цілому в зоні АЦТ відзначається загальна інтенсифікація швидкостей течій у західній частині океану. У сезонному циклі посилення течій, як і основна інтенсифікація поля вітру, спостерігається в першу половину року.

У наступному підрозділі 2.4 досліджується сезонна мінливість геострофічних течій за даними супутникової альтиметрії, що представляє середньомісячні аномалії рівня океану (АРО), осереднені за період з листопада 1992 по серпень 2002 року. Динамічні висоти на поверхні океану обчислювалися, як сума АРО і середньорічних значень динамічних висот, розрахованих по гідрологічних даних. Розрахунки стандартних відхилень, пов'язаних із внутрішньорічною і міжрічною мінливістю АРО, показали, що в зонах інтенсивних течій сезонний сигнал у кілька разів перевищує міжрічну мінливість. Порівняння характеристик геострофічних течій, розрахованих по альтиметрічних і гідрологічних даних, виявили високу відповідність фаз їхніх сезонних сигналів.

На основі альтиметрії встановлені нові закономірності сезонного циклу зональних течій (рис. 3).

Рис. 3. Внутрішньорічний хід швидкості (злита лінія) і положення стрежнів (пунктир) зональних геострофічних течій за даними альтиметрії (на врізці: час настання максимуму геострофічної швидкості для різних течій).

Показано, що сезонний сигнал швидкості Північної гілки ПівдПТ запізнюється зі сходу на захід, при цьому на 10˚ з.д. максимум швидкості (30 см/c) спостерігається в липні, а на 30˚ з.д. – у вересні. У ЦГ ПівдПТ запізнювання спостерігається із заходу на схід: на 30˚ з.д. максимум швидкості (35 см/c) спостерігається в квітні, а на Гринвічеві – у липні (40 см/c). Сезонний сигнал швидкості ПівдЕП між 20˚ і 10˚ з.д. змінюється майже у фазі з ЦГ ПівдПТ, досягаючи максимальних значень (12 см/c) у липні. По альтиметричних даних підтверджено, що в сезонній мінливості швидкості ПівдАТ переважає річний сигнал.

Показано, що запізнювання сигналу спостерігається в напрямку з заходу на схід майже на півроку. Максимум швидкості (20 см/c) відзначений на 50˚ з.д. у березні, а на Гринвічі – у вересні (8 см/c). В ПівнГ АЦТ максимум швидкості (9 см/c) спостерігається в березні на 30˚ з.д. і в травні на Гринвічі. Помітне запізнювання сезонного сигналу зареєстровано і в Центральнiй гілцi АЦТ, так на заході (50˚ з.д.) максимум швидкості (7 см/c) спостерігається в грудні, а на Гринвічі – у серпні.

Встановлено, що в зсувах стрежнiв ЦГ і ПівдГ ПівдПТ, ПівдЕП на 30˚ з.д. спостерігається однаковий сигнал з максимальним наближенням течій до екватора в березні і видаленням від нього на південь у жовтні. В міру просування на схід цей сезонний сигнал запізнюється, і на Гринвічі течії займають крайнє південне положення в лютому. Течії до півдня від Південного субтропічного антициклонічного кругообігу: ПівдАТ, ПівнГ і ЦГ АЦТ займають крайнє південне положення в першу половину року з березня по травень.

У третьому розділі викладаються результати дослідження фронтів Південної Атлантики. У короткому огляді вивченості фронтів (підрозділ 3.1) відзначено, що слабка забезпеченість океанографічною інформацією масивів, на яких базувалися дослідження 70-80 рр., пояснює неоднозначність, а іноді і суперечливість поглядів на структуру фронтів. При фізико-географічному районуванні акваторії використовувалися різні підходи для виділення кліматичних зон і фронтів, тому навіть в останніх схемах фронтів 90-х років зберігаються протиріччя. Зв'язок сезонної мінливостi фронтів з водними масами в ПiвдА досліджений недостатньо.

У підрозділі 3.2 уточнюється середньорічна структура фронтів у полях температури і солоності на основі масиву (Levitus, Boyer, 1994). Фронти виділені по максимумах горизонтального градієнта температури (МГТ) і солоності (МГС) (рис. 4). Величини градієнтів у ˚С/100 км і ‰/100 км далi по тексту надаються в дужках. В морi Уедделла на глибинах 150-800 м видiлений фронт (МГТ ~ -0.4, МГС ~ -0.03), який названий Фронтом Захiдної прибережної течiї. Фронт моря Уедделла (ФМУ) та Фронт моря Скотiя (ФМС) виявленi в захiднiй частинi океану вiдповiдно по максимуму позитивних значень МГТ (~ 0.05) на 65˚ півд.ш. та по екстремуму негативних значень МГТ (~ -0.25) на 58-60˚ півд.ш.

Вперше відзначено, що Антарктичний полярний фронт (АПФ), практично досягаючий дна, утворюється в результаті взаємодії різних водних мас: у верхньому 250-метровому шарі контактують Антарктична зимова (АЗВ) і Антарктична проміжна (АПрВ) водні маси (МГТ ~ -0.6, МГС ~ -0.05), глибше 250 м фронт розділяє АПрВ і Циркумполярну глибинну водну масу (ЦГВ), при цьому МГТ ~ -0.04 і МГС ~ -0.08. Глибше 800 м  взаємодіють ЦГВ і Північноатлантична глибинна воднi маси і фронт більш чітко виявляється в полі температури (МГТ ~ -0.1).

Рис. 4. Розподіл середньорічних МГТ (а) і МГС (б) і положення кліматичних фронтів уздовж 30° з.д.

Встановлено, що найбільш інтенсивним із полярних фронтів є Субантарктичний фронт (САФ). Вiн проявляється по високих значеннях МГТ (-1.3) і МГС (-0.19) між 42˚ і 45˚ півд.ш. До півночі від САФ у шарі 0-100 м розташований Південний субтропічний фронт (ПівдСбТФ), інтенсивність якого в полі температури значно менша (МГТ ~ -0.6).

У тропіках між 5˚ і 7˚ півд.ш. виділений Південний тропічний фронт (ПівдТФ), що найбільш розвитий у шарі 0-150 м, з максимумом МГТ (1.4) і МГС (0.17) на глибині 100 м. Вперше між 10˚ і 12˚ півд.ш. на глибинах 200-250 м виявлене друге ядро ПівдТФ (МГТ~ 0.8, МГС ~ 0.1). Його походження пов'язане з впливом Південної екваторіальної протитечії, що розділяє ПівдТФ на дві гілки. Друга підповерхнева гілка названа Південною гілкою ПівдТФ (ПівдГ ПівдТФ). Під ПівдТФ у шарі 150-450 м виділений максимум негативних значень МГТ (-0.4) і МГС (-0.04). У відомих класифікаціях великомасштабних фронтів він не описаний. За аналогією з Північним субекваторіальним фронтом (ПівнСбЕФ) цей фронт був названий Південним субекваторіальним фронтом (ПівдСбЕФ). Між 10˚ і 15˚ півд.ш. у шарі 0-50 м виявлена Південна гілка ПівдСбЕФ, що є аналогом Північної гілки ПівнСбЕФ. Вона підсилюється до сходу, значення МГТ досягають -0.3 на 20˚ з.д. і -0.8 на 10˚ с.д. Автором введене також поняття – Фронт Північної гілки ПівдПТ (ФПівнГ ПівдПТ). Цей фронт розташований північніше екватора, на 1-4˚ півн.ш. у шарі 0-150 м і виділяється по екстремумах МГТ (-0.1) і МГС (0.08).

Показано, що система фронтів тропіків і субтропіків Атлантики асиметрична щодо екватора. Вертикальна потужність ПівдСбТФ у центральній частині океану (30˚ з.д.) не більш 100 м, тоді як його аналог – Північний субтропічний фронт (ПівнСбТФ), заглиблений майже до 800 м. На відміну від Південного тропічного фронту, у Північному тропічному фронті (ПівнТФ) другої гілки не просліджується. Південний субекваторіальний фронт, на відміну від Північного, не виходить на поверхню океану.

У пунктах 3.3.1, 3.3.2 наступного підрозділу 3.3 досліджується мінливість головних термохалiнних ознак фронтів. Встановлено, що положення ізохаліни 34.8‰ на глибині підповерхневого максимуму солоності найбільше чітко відображає положення Південного субтропічного фронту. У сезонних варіаціях ПівдСбТФ на 50˚ з.д. спостерігається піврічна гармоніка, при цьому фронт двічі зміщається до півночі – у березні і листопаді. На схід, на 40˚ з.д., у зміні положення фронту переважає річний сигнал, при цьому ПівдСбТФ зсувається на північ в період із травня по липень. Розмах сезонних меридіональних зсувів складає 2-3˚ широти.

Сезонні зміни положення Субантарктичного фронту оцінені в протоці Дрейка по положенню ізотерми 4˚С на горизонті 200 м, у зоні сходження БТ і ФТ по границі максимуму солоності на глибині 150 м. Уздовж материкового схилу Патагонiї САФ проходить над ізобатами 500-700 м. Максимальна сезонна мінливість положення САФ відзначається на схід від 50˚ з.д., при цьому розмах сезонних зсувів по широті досягає 3˚, а в крайньому північному положенні він знаходиться в листопаді. Антарктичний полярний фронт визначався по положенню підповерхневого мінімуму температури на 200-метровій глибині. Фронт зсувається по широті на 1-2˚, займаючи крайнє північне положення у вересні-жовтні.

Аналіз структури температурних фронтів на основі масиву WOD-98 і ХВТ-зондувань по програмі WOCE з 1991 по 1996 рр. показав, що на поверхні ПівдСбТФ просліджується між ізотермами 16˚ і 20˚С; САФ на захід від 50˚ з.д. – між ізотермами 11˚ і 14˚С, а на схід від 50˚ з.д. – між ізотермами 8˚ і 10˚С. Положення ізотерми 4˚С в шарі 100-200 м дозволяє простежити САФ вiд протоки Дрейка до злиття БТ и ФТ. Антарктичний полярний фронт у верхньому 100-метровому шарі найбільше чітко проявляється між ізотермами 1˚ і 3˚С. Відзначено, що особливістю сезонної мінливості фронтів є зміна значень температур, яким відповідають екстремуми градієнтів. У літньо-осінні місяці ПівдСбТФ спостерігається в температурному діапазоні 18-20˚С, узимку – 13-16˚С, САФ, відповідно, 10-13˚С і 8-10˚С. Відзначається, що використання різних кліматичних критеріїв для аналізу сезонної мінливості фронтів дозволяє визначити її якісні особливості. Разом з тим, відзначено, що непрямі критерії можуть змінюватися уздовж фронту і по сезонах. При подальшому дослідженні фронтів використовувався найбільш універсальний критерій – максимум градієнта термохалiнних характеристик.

У пункті 3.3.3 розглядається сезонна мінливість фронтів у полях МГТ і МГС на основі масиву (Levitus, Boyer, 1994). Встановлено, що на різних ділянках фронтів внутрішньорічний хід їхніх характеристик істотно відрізняється. Фронт ПівнГ ПівдПТ у центральній частині океану (30˚ з.д.) максимально підсилюється (МГТ ~ -0.3, МГС ~ 0.13) у серпні (рис. 5). На схід, на 20˚ з.д., він має два максимуми МГТ (-0.47) у червні і листопаді. На 10˚ з.д. у його інтенсивності знову переважає річний сигнал з максимумом (МГТ ~ -0.76) у липні. Південний тропічний фронт на глибині максимального прояву (100 м) має річний сигнал з максимумом МГТ у травні (2.0) на 30˚ з.д. На Гринвічі максимум загостреності ПівдТФ (0.7) запізнюється приблизно на три місяці і відзначається в серпні. Сезонний хід Південного субекваторіального фронту незначний, тоді як його Південна гілка змінюється з річним періодом з максимумами МГТ у вересні (-0.54) на 30˚ з.д. і в серпні (-0.82) на 20˚ з.д. На схід від 10˚ з.д., річний сигнал ПівдГ ПівдСбЕФ запізнюється і максимум МГТ спостерігається в серпні (-0.51) на 10˚ з.д. і в листопаді (-1.16) на 10˚ с.д.

У сезонному ході інтенсивності Фронту Бразильської течії (ФБТ) відзначений піврічний сигнал з максимумами МГТ (~ -1.0) у січні і жовтні, МГС (~ -0.3) – у січні і травні на 50˚ з.д., у червні і грудні (МГТ ~ -0.9) і в квітні і серпні (МГС ~ -0.2) на 40˚ з.д. На 30˚ з.д. ФБТ виражений більш чітко в полі солоності та змiнюється з річним періодом на поверхні (екстремум МГС ~ -0.17 у січні) і піврічним на 100 м (екстремуми МГС ~ -0.17 у червні і жовтні).

Південний субтропічний фронт біля берегів Південної Америки та в центральній частині океану на поверхні також змінюється з піврічним періодом з екстремумами МГТ(~ -0.9) у січні і листопаді на 50˚ з.д. і в лютому і серпні на 30˚ з.д. На 40˚ з.д. у полі температури фронт підсилюється (МГТ ~ -1.3) у лютому, у полі солоності (МГС ~ -0.3) у травні. На глибині 100 м переважає річний сигнал з екстремумом МГТ (-0.9) у січні.

У сезонному ході інтенсивності Субантарктичного й Антарктичного полярного фронтів у протоці Дрейка та в морi Скотія переважає річний сигнал з екстремумами МГТ (-1.6) у лютому для САФ і червні для АПФ. Фронтальний розділ САФ+АПФ (40˚ з.д.) змінюється з піврічним періодом з екстремумами МГТ у лютому (-1.5) і серпні (-1.4).

По гідрологічних даних установлено, що найбільш інтенсивними фронтами в південних тропіках є ПівдТФ, ПівдГ ПівдСбЕФ і ПівдГ ПівдТФ. Максимальна внутрішньорічна мінливість відзначається для ПівдТФ. Максимально загострюються в першій половині року ПівдСбЕФ, ПівдГ ПівдТФ, у середині року – ПівдТФ, у другій половині року – ПівдГ ПівдСбЕФ. Для ПівдТФ, ПівдГ ПівдСбЕФ, ПівдГ ПівдТФ характерне запізнювання річного сигналу з заходу на схід на кілька місяців. У помірних і полярних широтах найбільш інтенсивним є Субантарктичний фронт. У мінливості фронтів переважає річний сигнал. У зоні злиття АПФ і САФ, у ПівдСбТФ і ФБТ ближче до узбережжя Південної Америки просліджується піврічний сигнал.

Рис. 5. Профілі МГТ (ліворуч) і МГС (праворуч) уздовж 30° з.д. на глибинах 0 і 100 м.

Подальший аналіз дистанційних вимірів ТПО показав, що, незважаючи на деякі відмінності, структура фронтів і їхня сезонна мінливість на поверхні по гідрологічних даних у цілому погодяться з результатами, отриманими по супутникових даних. Крім того, на основі більш забезпечених супутникових вимірів були отримані нові закономірності сезонної мінливості фронтів. Ці результати обговорюються в підрозділі 3.4. Супутникові виміри ТПО за період з 1985 по 2001 рр. були осереднені по місяцях (величини МГТ наданi в ˚С/54 км).

Встановлено, що Фронт Північної гілки ПівдПТ і Південний тропічний фронт максимально наближаються до екватора в березні-квітні в період посилення (ослаблення) північно-(південно)-східного пасату. На сході океану в сезонних зсувах положення ФПівнГ ПівдПТ і ПівдГ ПівдСбЕФ спостерігається піврічний сигнал, обумовлений пасатним і мусонним режимами.

Показано, що зональна ділянка Фронту Бразильської течії, що утворюється в результаті його рециркуляції, просліджується далеко на схід аж до 10˚ з.д. На заході океану (приблизно до 40˚ з.д.) у сезонних варіаціях інтенсивності фронту переважає піврічна гармоніка. Далі на схід інтенсивність ФБТ змінюється з річним періодом.

Південніше Фронту Бразильської течії виділені дві гілки Південного субтропічного фронту. Більш слабка північна гілка (ПівнГ ПівдСбТФ) протягом року мало змінює свою інтенсивність (МГТ ~ -0.34), але при цьому істотно зсувається в широтному напрямку з 37˚ півд.ш. у червні до 33˚ півд.ш. у листопаді. Інша, більш інтенсивна Південна гілка (власне ПівдСбТФ) просліджується між 37˚ і 43˚ півд.ш. На меридіанах 50˚ з.д. і 20˚ с.д. у сезонних варіаціях інтенсивності фронту переважає піврічний сигнал з екстремумами МГТ на 50˚ з.д. (-0.85) у травні і (-0.7) у жовтні та на 20˚ с.д.  (-1.2) у січні і липні. У центральній частині океану інтенсивність фронту змінюється з річним періодом з екстремумами МГТ (-0.7) у першу половину року (лютий-березень) (рис. 6).

У полярних областях, де гідрологічних даних мало, сезонна мінливість фронтів добре проявляється по супутникових вимірах ТПО. Встановлено, що Субантарктичний фронт у протоці Дрейка і північніше Фолклендських островів, де прогріті шельфові води взаємодіють з більш холодними водами Західної гілки ФТ, максимально загострюється (МГТ ~ -0.65) у квітні. При розвороті фронту на схід у зоні взаємодії ФТ і БТ уперше виділені дві гілки САФ: одна в районі 46-47˚ півд.ш., інша близько 43-44˚ півд.ш. з відповідними максимумами загострення МГТ (-0.45 і -0.72) у березні. У сезонному ході інтенсивності САФ+АПФ, як і по гідрологічних даних, відзначаються два екстремуми МГТ у лютому (-1.33) і в серпні (-1.37). На схід інтенсивність САФ також змінюється з піврічним періодом. Перший екстремум (~ -1) відзначається в березні, формування другого (~ -1) зсувається із серпня на листопад у напрямку з заходу на схід. Антарктичний полярний фронт між 65˚ і 50˚ з.д. найбільш інтенсивний (МГТ ~ -1.15) у холодне півріччя (серпень-жовтень). До сходу фронт слабшає і час його загострення запізнюється. Він підсилюється (МГТ ~ -0.5 – -0.7) на 30˚ з.д. у січні, на Гринвічі в травні. Південніше Африки, на 20˚ с.д. у зміні інтенсивності АПФ виявлений піврічний сигнал з екстремумами МГТ (-0.55) у серпні і грудні.

Супутникові виміри дозволили детально досліджувати сезонний цикл Фронту моря Скотія. Показано, що він загострюється (МГТ ~ -0.35) у березні-квітні, приблизно через місяць після інтенсивного танення плавучих льодів і айсбергів. На 40˚ з.д. між фронтальним розділом САФ+АПФ і ФМС на 55-56˚ півд.ш. виділений ще один фронт, названий Північною гілкою ФМС (ПівнГ ФМС). Інтенсивність її змінюється з піврічним періодом. Перший екстремум МГТ (-0.22) спостерігається в березні, коли підсилюється Фронт моря Скотія, другий – у вересні (-0.27), коли найбільш розвинутий АПФ. У східній частині океану виділена Антарктична границя льодовитості (АГЛ). Її широтне положення (57-61˚ півд.ш.) близько до положення ФМС, але, на відміну від його, АГЛ загострюється (МГТ ~ -0.25) у холодний час року з травня по серпень

.Рис. 6. Широтний розподіл МГТ по місяцях і положення основних фронтальних розділів уздовж 30° з.д. по супутникових даних.

Проведено порівняльний аналіз характеристик сезонної мінливості фронтів, що формуються до півночі і півдня від екватора. У Північній півкулі південніше 40˚ пiвн.ш. найбільш інтенсивними фронтами є ПівнГ ПівнСбЕФ (середньорічне значення МГТ ~ 0.4) і ФПівнГ ПівдПТ (-0.35), а найбільш слабким – ПівнТФ (-0.07). Для ПівнСбТФ і ПівнСбЕФ значні сезонні варіації інтенсивності (СКВ ~ 0.1) характерні в західній частині океану і для ФПівнГ ПівдПТ – на сході. Максимальні внутрішньорічні СКВ положення фронтів складають по широті 2-3.5˚ і відзначаються для ПівнСбТФ, ПівнТФ, ПівнСбЕФ, і для Північної гілки ПівнСбЕФ (рис. 7). Фронти на північній периферії ПівнСАК підсилюються в зимовий період Північної півкулі, а в тропічній зоні, переважно, влітку. Фронти в Південній півкулі інтенсивніші, тому що енергія атмосферної циркуляції тут вища. Сезонні зсуви положення фронтів тут, навпаки, істотно менші. Максимальні СКВ широтного положення, типові для ФБТ і ПівнГ ПівдСбТФ, не перевищують 1-1.5˚. На сході океану максимальні середньорічні значення МГТ характерні для ПівдГ ПівдСбЕФ (-0.62) і ПівдСбТФ (-1.11), а на заході для САФ+АПФ (-1.33), САФ (-1.15) і АПФ (-0.95). Високі величини СКВ і відповідно значна сезонна мінливість інтенсивності властива САФ (~ 0.12), АПФ (~ 0.15), ПівдСбТФ (~ 0.11). У південних тропіках фронти підсилюються переважно узимку Південної півкулі. У субтропіках і помірних широтах більшість фронтів загострюються восени.

Рис. 7. Статистичні характеристики зональних фронтів Атлантичного океану в полі ТПО: у напрямку зверху вниз – місяць настання максимуму загостреності фронтів (крапки); середньорічні температура, при якій формується фронт, широта та значення МГТ (злиті лінії); і їх внутрішньорічні СКВ (пунктир). На нижній осі зазначені абревіатури фронтів і меридіани, на яких вони розглядаються.

Спільний аналіз внутрішньорічної мінливості інтенсивності фронтів, поля вітру і зовнішнього теплового балансу дозволив висловити припущення про причини сезонної мінливості деяких фронтів. Показано, що ПівнСбЕФ підсилюється в середині року, у період посилення меридіональної нерівномірності пасатних вітрів у тропіках. Загострення САФ північніше Фолклендських островів відбувається восени (у квітні), у період максимального контрасту між прогрітими водами острівного шельфу і більш холодними водами Західної гілки ФТ. АПФ інтенсифікується переважно в холодне півріччя (серпень-жовтень), коли відзначається загальне посилення вітрів у полярній області. Загострення ФМС спостерігається в теплий час року (березень-квітень), коли підсилюються контрасти температури між холодними водами, що утворюються в результаті танення льодів, і більш теплими поверхневими водами, які поширює Південна гілка АЦТ.

Запізнювання річного сигналу в східному напрямку для деяких фронтів пов'язано з запізнюванням сезонного сигналу в полі вітру. Інтенсивність більшості фронтів змінюється з річним періодом, що переважає також у сезонній мінливості полів вітру і зовнішнього теплового балансу. Відзначається збільшення внеску піврічної гармоніки в мінливість фронтів біля берегів Південної Америки та Африки, що обумовлюється спільним впливом піврічного сигналу  місцевих і віддалених вітрів.

Температура води, при якій формуються фронтальні розділи, змінюється з річним періодом відповідно до сезонних варіацій зовнішнього теплового балансу океану. Максимум температури для усіх фронтів Північної півкулі спостерігається в серпні-вересні, а для фронтів Південної півкулі – у лютому-березні. Максимальні величини СКВ (2-2.5˚С) характерні для Північного і Південного субтропічних фронтів.

У підрозділі 3.5 розглядаються сезонна мінливість водних мас і її зв'язок із характеристиками фронтів. У пункті 3.5.1 аналізується внутрішньорічна мінливість об'ємів водних мас на основі масиву (Levitus, Boyer, 1994). Встановлено, що найбільші об'єми Антарктичної зимової та Субантарктичної модової (СбАМВ) водних мас спостерігаються в жовтні-листопаді в період максимальної зимової конвекції. Субтропічна водна маса, навпаки, має максимальний об'єм у літньо-осінній період, коли океан найбільше прогрівається.

Детальний аналіз сезонної мінливості характеристик водних мас виконаний для протоки Дрейка, що відносно добре забезпечена спостереженнями. Розподіл амплітуд сезонних коливань об'ємів вод показав, що їхній максимум відзначається між 58˚ і 60˚ півд.ш. при температурі 2.5-3.5˚С. Він характеризує сезонні зміни об'єму АПрВ північніше АПФ. Максимум амплітуди сезонних коливань об'ємів високосолоних вод (> 34.6‰) просліджується південніше 60˚ півд.ш. і пов'язаний із внутрішньорічним зсувом границі ЦГВ. Характер сезонної мінливості об'ємів основних поверхневих водних мас підтвердив концепцію про локальний механізм формування поверхневих вод. Максимальна сезонна мінливість об'ємів водних мас спостерігається в межах великомасштабних фронтів – Антарктичного полярного і Субантарктичного. У межах АПрВ відзначаються верхній і нижній максимуми мінливості об'ємів вод, природа яких пов'язана з мінливістю АПФ і САФ.

Отримані закономірності сезонної мінливості поверхневих водних мас знаходять своє підтвердження при аналізі супутникових даних, що розглянутий у розділі 3.5.2. Встановлено, що найбільші об'єми Субантарктичної і Субтропічної модових водних мас спостерігаються восени, коли відстань між ФБТ, ПівдСбТФ і САФ збільшується. Найбільший об'єм АПрВ спостерігається в березні при максимальній відстані між САФ і АПФ. Встановлено, що при зсуві системи фронтів у холодний (теплий) час року на північ (південь), САФ мало змінює своє положення через близькість Фолклендського плато. У результаті відстань між АПФ і САФ у теплий час року збільшується, а між САФ і ПівдСбТФ зменшується. У холодний час року ситуація міняється на протилежну. Положення фронтів впливає на зміну площ джерел формування Антарктичної проміжної і Субантарктичної модової водних мас. Зміна відстані між ПівдСбТФ і ФБТ у сезонному циклі носить більш складний характер із двома максимумами, що спостерігаються у вересні і січні. Основний максимум об'єму Субтропічної модової водної маси спостерігається у вересні. Зміна відстані між ПівдСбТФ і ФБТ пов'язана з більшою амплітудою сезонних зсувів ФБТ у порівнянні з ПівдСбТФ. Фронт Бразильської течії по вертикалі розвинутий менше, що визначає його реакцію на сезонні зміни границь і площі Південного субтропічного кругообігу під впливом великомасштабного поля вітру.

Встановлено, що сезонна мінливість об'ємів поверхневих субтропічних і субантарктичних водних мас Південної півкулі тісно пов'язана із сезонною динамікою Південного субтропічного антициклонічного кругообігу. Площі ПівдСАК і Південної субтропічної поверхневої водної маси в першу половину року збільшуються, досягаючи максимальних величин у березні (рис. 8). У цей час за рахунок зсуву фронтів у південному напрямку на південній периферії ПівдСАК площi Південної субтропічної і Субантарктичної модових водних мас зменшуються до мінімуму. їх кiлькiсть збільшується у серпні-вересні, коли ПівдСАК зменшується, а Фронт Бразильської течії і Південний субтропічний фронт зсуваються на північ.

У четвертому розділі досліджуються особливості формування фронтів у Зоні злиття вод морів Уедделла і Скотія. У підрозділі 4.1 підкреслюється, що існують різні думки про механізми формування вод ЗЗУС. Однієї з можливих причин є зимова конвекція (Deacon, Moorey, 1975). Однак, зимове вихолоджування і формування льоду сприяють збільшенню солоності поверхневих вод. Конвективні струмені повинні підвищувати солоність підповерхневих вод у ЗЗУС, що не підтверджується спостереженнями. Іншим джерелом низькосолоних і холодних вод у літній період може бути танення айсбергів, величезна кількість яких

Рис. 8. Внутрішньорічний хід площ ПівдСАК і поверхневих водних мас.

знаходиться в ЗЗУС у літній сезон (Patterson, Sievers, 1980). У пунктах 4.2.1-4.2.3 на основі аналізу найбільш повного масиву гідрологічних даних (WOD-1998) встановлено, що основним механізмом формування вод ЗЗУС у літній період є опускання вод моря Уедделла під впливом конвергенції поверхневих течій. Ця конвергенція утворюється в області локального антициклонічного кругообігу, що формується під впливом регіонального поля вітру.

У підрозділі 4.3 (пункт 4.3.1) аналізуються нові дані про структуру вод у зоні Фронту моря Скотія по результатах спостережень в період 2-ої і 3-ої УАЕ (березень-квітень 1997, 1998 р.). Показано, що головною особливістю циркуляції вод у районі Південних Оркнейських островів є роздвоєння Південної гілки АЦТ. Частина вод повертає на північний схід, утворюючи антициклонічний меандр. Його походження пов'язане з особливостями рельєфу дна північніше Південних Оркнейських островів. Швидкості геострофічного потоку в зоні цього меандру досягають 15-20 см/с. Інша частина вод розвертається на південний схід, при цьому швидкості цього потоку не перевищують 5-10 см/с. Своєрідна “дельта”, утворена потоками АЦТ, що розділяються, є зоною трансформації вод. Тут проявляються могутні різноспрямовані інтрузійні вклинення вод різного походження, що свідчить про інтенсивне горизонтальне перемішування вод в зоні фронту. 

Дослідження, виконані в 1997 р. і 1998 р., виявили істотні міжрічні варіації. Аномалії температури та солоностi у 1998 р. досягали, вiдповiдно, -1˚С та 0.3-0.4‰. На основі T,S-аналізу зроблений висновок про те, що аномалії термохалiнних параметрів обумовлені інтенсивним виносом вод у море Скотія з моря Уедделла. Швидкість поверхневих дрейфових течій північно-східного напрямку досягала 1 м/с. Фронт моря Скотія в березні-квітні 1998 р. був зсунутий до півночі щодо свого середнього місячного положення на сотні миль. Інтенсивне проникнення вод моря Уедделла на північ супроводжувалося виносом великого числа айсбергів. Восени 1997 р. зафіксовано 1343 айсберги, тоді як за цей час у 1998 р. їхня кількість збільшилася майже вдвічі і досягла 2510. Згідно (Murphy et al., 1998), така інтенсивна міжрічна мінливість у продукуванні айсбергів пов'язана з довгоперіодними коливаннями гідрометеорологічних умов.

У пункті 4.3.2 аналізуються нові результати дослідження Фронту моря Уедделла в протоці Брансфілда. На основі масиву WOD-98 встановлено, що в районі північно-західного шельфу Антарктичного півострова взаємодіють води різного генетичного походження. Це холодні і відносно солоні води моря Уедделла, що надходять через протоку Брансфілда зі сходу, і холодні, але розпріснені за рахунок танення льоду, води моря Беллінсгаузена, що поширюються вздовж Антарктичного півострова з південно-заходу. У результаті взаємодії цих водних мас у західній частині протоки Брансфілда формується фронтальний розділ, що, як і пов'язана з ним течія, орієнтовані з південно-заходу на північний схід. Праворуч від фронту яскраво виражена циклонічна циркуляція вод. Внутрішня частина цього циклонічного меандру представлена водами моря Уедделла. Система течій цього регіону перешкоджає проникненню вод моря Уедделла в Тихий океан через протоку Брансфілда. Цей феномен, отриманий по архівних даних, підтверджений нашими дослідженнями в 7-ій УАЕ в березні 2002 р. Показано, що основний геострофічний потік, формуючи праворуч від себе циклонічний кругообіг, спрямований вздовж ФМУ на північний схід (рис. 9а). Одна його частина направляється в протоки між островами Лівінгстон, Сноу і Сміт, інша – у північну частину протоки Брансфілда.

Показано, що фронтальна структура в західній частині протоки Брансфілда має більш складний характер, ніж вважалося раніше. Так, північніше острова Брабант спостерігається фронт, який формують найбільш прісні в цьому регіоні і відносно холодні шельфові води, що утворюються в протоці Герлаха, і більш теплі води моря Беллінсгаузена.

Фронт моря Уедделла у верхньому 100-метровому шарі утворюється в результаті взаємодії відносно розпріснених, зі зниженим вмістом кисню, фосфатів і кремнію вод, що надходять із протоки Дрейка, і холодних і солоних вод моря Уедделла. Глибше 200 метрів це фронтальний розділ формується за рахунок надходження в протоку Циркумполярної глибинної водної маси, що проникає через вузький відносно глибокий (> 500 м) прохід між островами Сміт і Сноу (рис. 9б, в). Тепла і солона вода (ЦГВ), що надходить при цьому, поширюється на схід і на глибинах 200-500 м взаємодіє з глибинними водами протоки Брансфілда, утворюючи фронт. Цей фронт відрізняється від фронту поверхневого шару протилежним за знаком градієнтом солоності. Циркумполярна глибинна водна маса виділяється в полі кисню по його низьких концентраціях (< 5.0 мол/л), при цьому ЦГВ має більш високий вміст фосфатів і кремнію, у порівнянні з

Рис. 9. Динамічна топографія 5/200 дб (а), розподіл температури (б) та солоності (в) на глибині 500 м у західній частині протоки Брансфілда.

глибинними водами протоки Брансфілда. Перепади абсолютних значень температури і солоності через глибинний фронт складають 0.8˚С і 0.1‰.